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Cascate di sangue in Antartide, studiosi risolvono il mistero

Con i suoi -96° centigradi di certo l’Antartide non è la meta preferita di turisti e vacanzieri, che tra le altre difficoltà dovrebbero anche difendersi dall’attacco di pinguini, ormai cittadini onorari del continente glaciale. Per fortuna però, non solo loro possono godere di alcuni incredibili panorami ghiacciati, o essere testimone di un mistero quasi del tutto sconosciuto come le cascate di sangue. Sì, avete capito bene, il suggestivo nome per questo eccezionale spettacolo della natura deriva da uno dei coraggiosi esploratori che nel 1911 raggiunge l’Antartide trovandosi di fronte ad un grande fiume rosso nel bel mezzo di una bianchissima distesa desertica.

Un il geologo australiano che oltre un secolo fa si avventurò tra i ghiacci per alcune ricerche, viene infatti che dal ghiaccio fuoriusciva dell’acqua rossastra, causata secondo lui dalla presenza di alcune particolari alghe. Il colore della misteriosa e inquietante cascata di sangue, è dovuto invece all’ostinazione del ferro in contatto con l’ossigeno, la spiegazione toglierà sicuramente un po’ di fascino al fenomeno antartico, ma la sua eccezionalità resta invariata.

A distanza di 106 anni, sembra essersi risolto il mistero relativo al fenomeno delle cascate di sangue, osservato dal geologo Griffith Taylor, presso il lago ghiacciato Bonney in Antartide. Una vera e propria cascata di sangue, il cui mistero è rimasto tale per circa 100 anni, ma finalmente oggi gli studiosi hanno scoperto di cosa si tratta ; questa, che si trova in Antartide, è stata scoperta esattamente nel 1911 dal geologo americano Griffith Taylor e da allora ha sempre acceso un vivo dibattito tra molti studiosi. La cosiddetta “cascata di sangue” è situata all’estremità nord dal ghiacciaio Taylor, che si estende per 100 chilometri ed è parte dei monti transartartici. Questa cascata ha sempre incuriosito per il particolare color sangue, ma come abbiamo anticipato, soltanto ai giorni nostri si è risolto il mistero e uno studio congiunto dell’University of Alaska Fire bunx e del Colorado college ha rivelato che la cascata rossa altro non è che un lago sotterraneo con alte dosi di ferro che si ossida una volta entrato in contatto con l’aria.

Che non si trattasse di sangue era più che certo ed era stato escluso nettamente dagli studiosi ai quali era balenata l’idea che il colore rosso fosse dovuto ad alcune alghe rosse; anche in questo caso, questa ipotesi venne accantonata nel 2003 e poi successivamente nei giorni nostri, quando i ricercatori hanno confermato che il color sangue è determinato dalle alte dosi di ferro contenute nell’acqua, che si ossida una volta entrata in contatto con l’aria. Secondo quanto emerso da Metro, il lago è stato intrappolato dentro un ghiacciaio per milioni di anni e i ricercatori sono riusciti a scoprire che sotto la superficie ghiacciata dell’Antartide australiano, vi è una massa di acqua il cui congelamento è scongiurato grazie ad un proprio ciclo idrico.

È stato proprio grazie all’utilizzo di un ecolocazione chiamato res, ovvero radio-eco sounding, che i ricercatori sono riusciti a scoprire che sotto la superficie di Azzola dell’Antartide australian vi è come già abbiamo anticipato, una massa di acqua che scorre da milioni di anni grazie ad un proprio ciclo che ne scongiura il congelamento. Quando milioni di anni fa la catena montuosa ha iniziato ad estendersi, pare abbia intrappolato il lago salato al di sotto di una spessa coltre di neve e di ghiaccio, in questo modo il lago è diventato sempre più concentrato finché la brina è diventata troppo salata per ghiacciarsi alle normali temperature.

Questa brina con il tempo avrebbe cominciato a grattare il ferro dalle rocce su cui il lago poggia ed è una volta raggiunta la superficie l’acqua del lago assume il colore rosso sangue a causa del contatto tra il metallo con l’aria. “Il ghiacciaio Taylor è il più freddo tra quelli conosciuti che permette l’attraversamento dell’acqua” hanno specificato infatti i ricercatori del team di studio.

15 cose che non sai sul Antartide: 1 l’estensione. L ‘Antartide può essere considerato il più esteso deserto del mondo naturalmente si tratta di un deserto bianco fatto completamente di ghiaccio, la sua estensione si gira attorno ai 14 milioni di km quadrati. 2 il posto più freddo del mondo. In Antartide esiste il posto più freddo del mondo si tratta di un alto crinale dove le temperature possono scendere al di sotto dei -93° centigradi. 3 il primo nato. Il primo essere umano nato in questo continente è l’argentino Emilio Palma nato nel 1978. 4 la flora. Le condizioni climatiche la povertà del suolo sono fattori limitanti dello sviluppo della vegetazione che risulta costituita quasi esclusivamente da muschi e licheni. 5 la fauna. Il plancton il Krill sono l’alimento principale di balene, foche, leoni marini, pinguini e numerosi uccelli, insomma l’Antartide l’unico continente in cui non vivono rettili.

Non tutti e due i Poli si trovano su terre emerse. Il Polo Sud sta sulla terraferma, su un continente vero e proprio, l’Antartide; il Polo Nord, invece, si trova in un mare permanentemente ghiacciato. Quella che si chiama abitualmente l’Artide non è che un insieme di isole che hanno in comune il fatto di trovarsi quasi interamente entro il Circolo Polare Artico, anche se geograficamente appartengono all’America del Nord, all’Europa o all’Asia. L’Artide Tra le isole europee, le più importanti sono le Svalbard, che appartengono politicamente alla Norvegia, ma i cui giacimenti di carbone sono sfruttati insieme da Norvegia e Russia. A nord della Siberia si stende una serie di isole appartenenti alla Russia. Infine, ci sono le terre polari americane: alcuni arcipelaghi canadesi e la Groenlandia, considerata la più grande isola del mondo, che appartiene politicamente alla Danimarca (anche se dal 1979 gode di larga autonomia). Spesso si includono fra le «terre artiche» anche le zone costiere settentrionali del Canada, della Penisola Scandinava e della Russia, che stanno anch’esse a nord del Circolo Polare Artico. Al centro e chiuso da questa serie quasi ininterrotta di terre emerse, è il Mar Glaciale Artico. Il solo Stretto di Bering lo mette in comunicazione con il Pacifico; verso l’Atlantico, invece, il passaggio è più largo e più agevole. Il Mar Glaciale Artico è quasi tutto coperto, in inverno, dalla banchisa, una compatta coltre di ghiaccio. In estate, invece, i margini della banchisa si rompono, e il mare ritorna qua e là a scoprirsi, mentre lastroni di ghiaccio (il pack), staccatisi dalla banchisa, vanno alla deriva. In questa stagione, lungo le coste compaiono muschi e licheni, la vegetazione della tundra, nutrimento per i pochi grandi erbivori (buoi muschiati e caribù) che vivono nell’Artide insieme a grandi carnivori (orsi bianchi, foche, trichechi ecc.). Nei mari si trovano balene e numerose specie di pesci. Sempre in estate, grazie al fatto che i margini meridionali della banchisa si sciolgono o si rompono, è possibile navigare senza interruzioni lungo la costa siberiana fino allo Stretto di Bering: è il cosiddetto «passaggio di Nord-Est». Più difficile è invece, anche d’estate, percorrere il «passaggio di NordOvest» tra le isole e lungo le coste settentrionali del Canada, per la presenza qui di molti iceberg, bassi fondali ecc., che rendono pericolosa la navigazione. Chi abita nelle terre artiche? Gli eschimesi,con le loro caratteristiche case di ghiaccio (igloo) nelle terre artiche americane; i lapponi in quelle scandinave;samoiedi, ciukci,ostiachi in Siberia. Ma oggi si incontrano sempre più insediamenti di scienziati e tecnici che studiano la meteorologia e le possibilità di vita alle alte latitudini; pescatori di balene;geologi che predispongono lo sfruttamento delle molte risorse minerarie di queste regioni: carbone, uranio, petrolio ecc.;ancora,i tecnici che coltivano campi sperimentali nelle isole russe o quelli addetti alle stazioni radar e alle basi missilistiche americane e russe.I cambiamenti climatici, però, minacciano gravemente i ghiacci artici, che si stanno sciogliendo sempre più rapidamente: secondo alcuni scienziati, la banchisa potrebbe scomparire del tutto entro pochi decenni.

L’Antartide L’Antartide è un continente più esteso dell’Europa, quasi interamente coperto da una spessa coltre di ghiaccio, che tiene unita alla massa continentale una serie di isole. L’altitudine media è molto elevata (2600 m), e alcune cime superano i 4000 m. C’è anche un alto vulcano attivo, l’Erebus. L’Antartide è la regione più fredda della Terra, molto più delle terre artiche. Flora e fauna sono quasi assenti, se si eccettuano gli animali marini (foche, balene, pinguini). Esistono nell’Antartide grandi giacimenti minerari (carbone, ferro, cobalto, oro, rame, cromo, petrolio e metano) sepolti sotto decine o centinaia di metri di ghiaccio, cosa che rende per ora difficile e poco economico il loro sfruttamento. Tuttavia, numerosi paesi guardano con interesse a queste ricchezze e accampano diritti per il futuro.In virtù di un accordo internazionale del 1959, l’Antartide è riservata a base per ricerche scientifiche a scopi pacifici,a cui partecipa anche l’Italia, con una base permanente.Tuttavia il continente è teoricamente diviso in una serie di «sfere di influenza» tra diversi paesi: l’Argentina, la Francia, la Nuova Zelanda, il Cile. Altri paesi (Belgio, Giappone, Sudafrica e Russia) non riconoscono alcuna rivendicazione. Stati Uniti e Russia si riservano di difendere i propri diritti. Nel 1988 è stata firmata da 33 paesi una convenzione per la regolamentazione delle attività minerarie, che potrebbe preludere a uno sfruttamento delle ricchezze dell’Antartide, specie dei giacimenti petroliferi off-shore di più facile accesso. Gli ambientalisti propongono invece che l’intero continente antartico divenga un parco naturale, così da preservarne l’equilibrio ecologico e le poche specie animali che vi abitano. Antartide: Baia di McMurdo e il Monte Erebus. In primo piano, il mare libero da ghiacci della Baia di McMurdo, un’insenatura del Mare di Ross. Si vede poi il margine della banchisa, strato di ghiaccio galleggiante che ricopre la parte più interna della baia. In fondo, il Monte Erebus, vulcano attivo, con il pennacchio dei vapori che costantemente emette. L’Erebus sorge sull’Isola Ross, che non ha l’aspetto di un’isola: è saldata al continente antartico dalla distesa permanente di ghiaccio che costituisce il Tavolato di Ross, che abbraccia metà del suo perimetro (la parte opposta a quella che si vede nella fotografia); l’altra metà si affaccia sul mare della Baia di McMurdo, anch’esso gelato per gran parte dell’anno. L’Erebus è oggi l’unico vulcano attivo dell’Antartide; ma è l’ultimo di una catena di vulcani, attivi in tempi geologicamente recenti, che corre sul margine dell’Antartide Occidentale e poi nella Terra di Graham: è un prolungamento, verso l’estremo sud, della catena delle Ande, con la quale sembra formare un unico sistema. Questo fa pensare che l’Antartide non vada considerata come un pezzo di crosta terrestre isolato e inerte: anch’essa ha avuto una storia geologica, un’attività vulcanica, una connessione con altre terre, e certamente non è stata sempre sepolta sotto il ghiaccio.

Geografia fisica Con una superficie di 13 milioni di km², ai quali si aggiungono 1,5 milioni di km² di barriere l’Antartide è il quinto continente del mondo per estensione. Il continente è attraversato dalla Catena Transantartica lunga 3 500 km che si estende da Cape Adare (Terra Vittoria affacciato sul Mare di Ross) alla Terra di Coats (sul Mare di Weddell). Il meridiano di Greenwich (0° di longitudine) divide l’Antartide in due parti: a) l’Antartide Occidentale, o Antartide Minore che comprende grossomodo il territorio situato a ovest del meridiano di Greenwich e a est dei 180° di longitudine (Penisola Antartica, Terra di Mary Bird e Terra di Ellsworth) b) l’Antartide Orientale o Antartide Maggiore, un altopiano di circa 10 milioni km² (anticamente unito all’Australia e situato nell’area a est del meridiano di Greenwich e a ovest dei 180° di longitudine. L’elevazione maggiore si ha in corrispondenza del Massiccio Vinson (4 897 m s.l.m. ) che fa parte dei Monti Ellsworth nella Penisola Antartica mentre la depressione maggiore è la Fossa subglaciale di Bentley a 2 538 m sotto il livello del mare, situata nella parte orientale del continente. La calotta di ghiaccio, che ricopre l’Antartide è suddivisa in calotta orientale (con uno spessore medio di 2 500 m ) e calotta occidentale (con uno spessore medio di 1 700 m ) dalla Catena Transantartica, i massimi spessori della calotta si trovano presso la Terra di Adelia a soli 400 km dalla costa: qui vi è una profonda depressione colmata da 4776 m di ghiaccio. Se si considera la massa dei ghiacci che ricopre la superficie, l’Antartide è il continente mediamente più alto sul livello del mare. Escludendo invece il profilo dato dalle calotte glaciali e considerando esclusivamente il livello medio dello strato roccioso, questo continente è mediamente il più basso. Con un volume medio totale di 26,6 milioni di km³, essa costituisce il 92% delle riserve di acqua dolce del globo. È stato calcolato che la completa fusione dei ghiacci dell’Antartide comporterebbe un innalzamento del livello degli oceani di circa 70 metri. Gli iceberg che si staccano dalla calotta possono raggiungere e superare le dimensioni della Corsica. Lo sviluppo costiero del continente è pari a 17968 km caratterizzati dalla presenza di diverse formazioni di ghiaccio: Per convenzione il confine geografico è delimitato dalla cosiddetta convergenza antartica, la latitudine (circa 50° S) dove si inabissano le acque di superficie subtropicali. L’area compresa fra i 50° e il circolo polare antartico viene definita subantartica. In media è il luogo più freddo della Terra. Il territorio presenta la più elevata media altimetrica sul livello del mare di tutti i continenti.L’Antartide è considerata un deserto, con precipitazioni annue di soli 200 mm lungo la costa, e molto meno nelle regioni interne. L’Antartide, assieme ai suoi ghiacci, ha un importante compito nell’equilibrio climatico-ambientale del pianeta, visto che ogni variazione della calotta si ripercuote sull’equilibrio termico planetario, sulla circolazione oceanica e atmosferica nonché sul livello del mare. Il continente non è abitato permanentemente da alcuna popolazione umana; nonostante ciò si contano, durante l’anno, tra le 1000 e le 5000 persone che risiedono nelle varie stazioni di ricerca scientifica sparse in tutto l’Antartide. Nel continente vivono solo piante e animali che si sono adattati al clima rigido, tra cui pinguini, foche, muschi, licheni, e molti tipi di alghe. Dal 1959 lo status politico dell’Antartide è regolato dal Trattato Antartico, firmato a oggi da 46 Paesi. Il trattato vieta le attività militari e minerarie, sostiene la ricerca scientifica e protegge le ecozone del continente. Sono in corso esperimenti condotti da più di 4 000 scienziati di varie nazionalità e con diversi interessi di ricerca.

Geografia umana Storia L’ipotesi dell’esistenza di una Terra Australis, cioè di un vasto continente nell’estremo sud del mondo con lo scopo di “equilibrare” le terre del nord (Europa, Asia e Nord Africa), esisteva fin dai tempi di Tolomeo, che suggerì l’idea di simmetria di tutte le terre conosciute nel mondo. Rappresentazioni di una grande superficie meridionale erano comuni nelle mappe. Ancora nel tardo XVII secolo, dopo che gli esploratori avevano scoperto che il Sud America e l’Australia non erano parte del mitico “Antartide”, i geografi credevano che il continente fosse molto più vasto rispetto alla sua dimensione reale. Le mappe europee continuarono a mostrare questo ipotetico territorio fino a quando le navi del capitano James Cook, HMS Resolution e HMS Adventure, non attraversarono il Circolo polare antartico il 17 gennaio 1773, nel dicembre 1773 e nuovamente nel gennaio del 1774. Cook in realtà era arrivato a circa 75 miglia (121 km) della costa antartica, prima di essere costretto a invertire la rotta di fronte ai ghiacci nel gennaio 1773. Il primo avvistamento confermato dell’Antartide è dibattuto fra 3 diversi equipaggi. Secondo diverse organizzazioni, le navi capitanate da tre uomini avvistarono il nuovo continente nel 1820: Fabian Gottlieb von Bellingshausen (capitano della Marina Imperiale Russa), Edward Bransfield (un capitano della Royal Navy), e Nathaniel Palmer (un cacciatore di foche statunitense). Von Bellingshausen il 27 gennaio 1820, tre giorni prima dell’avvistamento di Bransfield, e dieci mesi prima di Palmer (novembre 1820). Quel giorno le due navi della spedizione guidata da Von Bellingshausen e Mikhail Petrovich Lazarev raggiunsero un punto a di 32 km (20 miglia) del continente antartico e videro i campi di ghiaccio. Il primo sbarco documentato sulla terraferma avvenne con l’americano John Davis nell’Antartide occidentale il 7 febbraio 1821, anche se questa versione è contestata da alcuni storici. Nel dicembre 1839 una spedizione salpò da Sydney, in Australia, e riferì la scoperta “di un continente antartico a ovest delle isole Balleny”. Quella parte di Antartide venne in seguito denominata “Terra di Wilkes”. Nel 1841 l’esploratore James Clark Ross passa attraverso quello che è oggi conosciuto come il Mare di Ross e scoprì l’Isola di Ross. Navigò lungo un enorme muro di ghiaccio che venne successivamente nominato Ross Ice Shelf. I monti Erebus e Terror vennero dedicati alle due navi dalla sua spedizione. Mercator Cooper sbarcò nell’Antartide orientale il 26 gennaio 1853. Durante la spedizione Nimrod guidata da Ernest Shackleton nel 1907, gli uomini guidati da T.W. Edgeworth David furono i primi a scalare il monte Erebus e a raggiungere il Polo Sud magnetico. Shackleton e altri tre membri della sua spedizione ottennero diversi primati tra il dicembre 1908 e il febbraio 1909: furono i primi uomini a percorrere la Ross Ice Shelf, i primi ad attraversare la catena dei Monti Transantartici (attraverso il ghiacciaio Beardmore). Il 14 dicembre 1911, una spedizione guidata dall’esploratore polare norvegese Roald Amundsen fu la prima a raggiungere il Polo Sud geografico, utilizzando un percorso che partiva dalla Baia delle Balene e il Ghiacciaio Axel Heiberg. Circa un mese più tardi, anche la sfortunata spedizione di Robert Falcon Scott raggiunse il polo ma i suoi cinque membri non sopravvissero al ritorno. Richard Evelyn Byrd compì numerosi viaggi sull’Antartico in aereo negli anni 1930 e anni 1940. Condusse ampie ricerche geologiche e biologiche. Fu fino al 31 ottobre 1956 che non si rimise piede al Polo Sud; in quel giorno la US Navy group guidata da George J. Dufek vi atterrò con successo. Secondo gli studi di Drewry (1983) la struttura delle coste dell’Antardide è costituita da piattaforme di ghiaccio (ghiaccio galleggiante) per il 44%, da pareti di ghiaccio (agganciate al terreno) per 38%, da fiumi di ghiaccio/fronti di ghiacciai per 13%, da roccia per 5%.

In Antartide si trovano le due più grandi piattaforme di ghiaccio del mondo, quella di Ross e quella di FilchnerRonne Il continente è circondato da un’ampia zona ghiacciata, la banchisa (pack), nella quale si sviluppa uno dei più interessanti ecosistemi del pianeta e che rappresenta la fonte di cibo per cetacei, pinguini, pesci, foche e molti uccelli. In Antartide si trovano oltre 70 laghi situati a migliaia di metri sotto la coltre gelata. Il maggiore di questi laghi sub-glaciali è il lago Vostok, scoperto dal geografo russo Andrey Kapitsa durante una serie di spedizioni scientifiche sovietiche che si tennero fra il 1959 e il 1964 nei pressi della stazione russa Vostok. Si ritiene che il lago sia stato sigillato dai ghiacci fra i 500 000 e il milione di anni fa. Vi sono prove derivanti da carotamenti effettuati a circa 400 m sopra la superficie dell’acqua del lago che le sue acque possano contenere forme di vita (microbi). Territori e suddivisione geografica Partendo dalla sommità della Penisola Antartica e seguendo la costa verso sud si incontrano: il Mare di Bellingshausen sul quale si affaccia la Terra di Ellsworth il Mare di Amundsen che bagna la costa di Walgreen, parte più occidentale della Terra di Marie Byrd il Mare di Ross con la Barriera di Ross Terra della regina Victoria Terra di Wilkes Terra della regina Mary La barriera di Amery che fronteggia l’Altopiano Americano interrotto dalle montagne del principe Carlo la Terra di Enderby la Terra della regina Maud la Terra di Coats la barriera di Filchner-Ronne che si protende nel Mare di Weddell. Intorno al continente, soprattutto intorno alla Penisola Antartica, si trova un ampio numero di isole. Per alcune di queste (tutte quelle comprese entro i 60° di latitudine sud) il Trattato Antartico stabilisce la sospensione delle rivendicazioni da parte dei paesi. Solitamente si distinguono le: Isole antartiche ovvero quelle a ridosso del continente, comprese nella Convergenza antartica e unite al continente dal ghiaccio Isole sub-antartiche site nei pressi o esternamente alla convergenza e unite al continente dalla banchisa solo nei mesi invernali. Clima Tra le varie classificazioni proposte per il clima antartico la più valida resta quella elaborata da Paul C. Dalrymple nel 1966: essa, pur tralasciando la fascia costiera e la Penisola Antartica, suddivide l’interno del continente in quattro zone, sulla base di precisi parametri, che mettono in relazione le temperature medie ed estreme, la velocità media e la frequenza del vento, la misura delle precipitazioni annuali e l’intensità del windchill. Dalrymple, dunque, classifica: Area fredda di transizione (temperatura media annua da -25 °C a -40 °C) Area fredda catabatica (temperatura media annua da -30 °C a -40 °C) Area interiore fredda (temperatura media annua da -40 °C a -50 °C) Nucleo centrale freddo (temperatura media annua inferiore a -50 °C) A Vostok è stata registrata la temperatura più bassa: -89,2 °C. Va detto che, per quanto riguarda l’aspetto termico, esiste una precisa correlazione fra la quota, la latitudine e la distanza dal mare (continentalità). Il Plateau Antartico è un tavolato di ghiaccio con spessori che nella parte orientale possono superare i 4 000 m di quota ed è qui che si misurano le temperature più basse del mondo. Le osservazioni meteorologiche continuative sul Plateau Antartico sono cominciate con l’Anno geofisico internazionale e sono oggi condotte attraverso due principali fonti di acquisizione dei dati: le basi permanenti, gestite da personale tecnico scientifico residente, e le Aws (Automatic Weather Stations), progettate dalla Wisconsin University e impiantate a partire dagli anni ottanta. Attualmente sono tre le basi permanenti del Plateau Antartico: Amundsen-Scott (statunitense), Vostok (russa) e Concordia (italo francese). La prima, che sorge al Polo Sud geografico, secondo la classificazione di Dalrymple rientra nell’Area interiore fredda: la temperatura media annua (1957-2006) è di ?49,5 °C. A Vostok, nel Nucleo centrale freddo, la media annua (1958-2006, con interruzioni) si colloca invece a ?55,3 °C. Caratteristica del clima antartico è il cosiddetto Kernlose winter, un vistoso raffreddamento che si realizza con la scomparsa del sole sotto l’orizzonte e rimane pressoché costante per tutto l’arco del semestre: una dinamica che non ha riscontro nell’emisfero boreale, tranne forse in alcune delle aree più interne della Groenlandia. Perciò la classica suddivisione stagionale, pur mantenuta per omogeneità di confronti, nella realtà ha poco senso: nell’Area interiore fredda e nel Nucleo centrale freddo, che inglobano circa la metà della superficie continentale, si può parlare di un bimestre estivo (dicembre e gennaio), preceduto e seguito da due stagioni di transizione (seconda metà di ottobre e novembre, febbraio e prima metà di marzo), i restanti sette mesi (dalla metà di marzo a metà ottobre) sono quelli invernali. Durante l’estate la temperatura raramente supera i -20 °C. Il mese più caldo (dicembre) ad Amundsen-Scott fa registrare una media di -28,0 °C, a Vostok di -31,9 °C. Il crollo termico, che comincia con la discesa del sole sull’orizzonte, comporta che già ad aprile la media di Amundsen-Scott sia di -57,3 °C, quella di Vostok di -64,8 °C, a luglio la media di Amundsen-Scott è di -60,1 °C, ad agosto quella di Vostok di -68,0 °C. Ciò fa sì che in qualsiasi periodo dell’inverno si possano toccare i valori estremi: il record ad Amundsen-Scott si colloca a -82,8 °C (23 giugno 1982), a Vostok a -89,2 °C (21 luglio 1983); quest’ultima è la temperatura più bassa registrata sulla Terra. Altro elemento caratterizzante dell’Antartide è il vento: in particolare, le correnti catabatiche che, in estrema sintesi, si originano per via della densità dell’aria fredda che staziona sul Plateau Antartico, e che tende a “scivolare” verso le coste. Studi cominciati fin dal primo Novecento hanno dimostrato che esistono vie preferenziali in cui si incanalano i venti catabatici, che possono superare i 300 km/h. Per quanto riguarda le precipitazioni, la scarsa umidità sul continente le rende quasi assenti. Notevole è la differenza tra le isole antartiche e il plateau. Riguardo alle prime si può portare come esempio il dato della Stazione Bellingshausen (base russa sull’Isola di re George) in cui, nel periodo 1969-2005, si va da un minimo annuale di 471,8 mm (2003) a un massimo di 991,6 mm (1998), a Vostok, invece, si passa da un massimo di 66,4 mm (1958), a un minimo di 0,2 mm (1982 e 1995). L’importanza del monitoraggio climatico è giustificata anche dalle conseguenze che avrebbe uno scioglimento dei ghiacci antartici sul livello del mare planetario; inoltre bisogna considerare che la relazione tra ghiaccio e mare è interlacciata e che i due elementi si influenzano reciprocamente. In generale va detto che nella regione antartica esistono grandi differenze tra le varie zone: ad esempio le parti più a nord (come la penisola antartica) sono le zone dove in generale si realizza il passaggio del ghiaccio all’oceano mentre le parti più interne sono quelle dove si ha un accumulo e ispessimento dei ghiacci. Dall’analisi delle immagini satellitari degli ultimi trent’anni si è registrato un generale aumento dei ghiacci antartici. Flora e fauna Le condizioni climatiche e la povertà del suolo sono fattori limitanti per lo sviluppo della vegetazione che risulta costituita quasi esclusivamente da muschi, epatiche e licheni. Le uniche piante angiosperme che crescono in Antartide sono la Deschampsia antarctica e il Colobanthus quitensis; queste piante formano ciuffi erbosi tra le rocce presso il litorale sulla costa occidentale della penisola Antartica. La fascia di mare che separa le acque antartiche da quelle degli altri oceani è detta convergenza antartica; è larga dai 40 agli 80 km ed è situata a circa 1 600 km dalla costa e in essa la temperatura cala bruscamente. La convergenza antartica costituisce una barriera biologica insormontabile per gli organismi marini di piccole dimensioni e all’interno della quale si trova un ecosistema del tutto particolare. I mari sono molto ricchi di zooplancton e di krill antartico (l’Euphausia superba ne è il componente principale). Il krill, a sua volta alimentato da poche specie di alghe che compongono il fitoplancton, rappresenta l’alimento base della catena alimentare per gli animali terrestri e marini, nutre infatti i pesci, balene, foche e leoni marini, i pinguini e i numerosi uccelli marini. Sulla banchisa vivono e si riproducono due specie di pinguini: il pinguino imperatore e il pinguino di Adelia. Un’altra trentina di specie di uccelli (appartenenti alle famiglie dei procellariformi e caradriformi) si riproducono nel continente antartico, tra queste vi sono l’albatro reale, il petrello delle nevi, il fulmaro antartico, gli ultimi due nidificano nelle parti prive di neve, dette nunatak, delle montagne dell’interno, spingendosi nell’entroterra fino a 100 km dalle coste. Tra le foche sono diffuse le foche di Weddell, le foche cancrivore e la temibile foca leopardo. Nei mesi estivi oltre 100 milioni di uccelli migratori nidificano e si riproducono sulla banchisa e nelle isole prospicienti il continente. Paragonato con la ricchezza di fauna nell’oceano e sulla banchisa l’interno del continente appare, anche nelle poche aree deglaciate dette oasi, deserto e desolato. Le uniche forme di vita che vi si trovano sono batteri, microorganismi e alcuni invertebrati. Rivendicazioni territoriali Rivendicazioni territoriali sono state avanzate nel corso del Novecento da Argentina, Australia, Brasile, Cile, Francia, Nuova Zelanda, Norvegia, Regno Unito. Il Trattato Antartico mantiene congelate queste rivendicazioni e la maggioranza delle altre nazioni non le riconoscono. Brasile, Spagna, Perù e Sudafrica, che partecipano in qualità di membri al Trattato Antartico, hanno mostrato rivendicazioni territoriali nei confronti del continente, ma per le stesse disposizioni del Trattato le loro richieste restano in sospeso, finché il trattato resta valido. Anche Stati Uniti, Russia e Italia hanno avanzato rivendicazioni territoriali, ma le manterranno in sospeso finché il trattato resterà valido o altri paesi non procederanno a dare seguito alle loro rivendicazioni. Popolazione L’Antartide non ha una popolazione in senso stretto, nelle oltre 80 basi scientifiche vivono però circa 4 000 persone nei mesi estivi che si riducono a circa 1 000 durante i mesi invernali. Risorse L’Antartide è ricca di risorse minerarie. Le risorse petrolifere valutate ammontano a circa 40 miliardi di barili. Inoltre in questo continente ci sono i più grandi giacimenti di carbone e ferro con grandi quantità di nichel, manganese e uranio.

La crescita della glaciologia italiana La ricerca glaciologica ha un ruolo rilevante in tutti i programmi scientifici nazionali e internazionali in Antartide. Le ricerche glaciologiche italiane, timidamente iniziate nelle prime spedizioni, si sono poi pienamente sviluppate, grazie anche alla partecipazione a programmi internazionali. Due sono stati gli obiettivi scientifici principali: da un lato lo studio mediante misure geofisiche e geodetiche (da satellite, da aereo, da terra) del comportamento dinamico dei ghiacciai della Terra Vittoria settentrionale e del settore della calotta antartica orientale prospiciente al Mare di Ross ed all’Oceano Pacifico meridionale, dall’altro l’analisi mediante metodi chimici e fisici del ghiaccio estratto tramite perforazioni, allo scopo di ricostruire la storia dell’atmosfera, del clima e dell’ambiente nella regione polare antartica, come contributo alla comprensione dei cambiamenti globali. La dinamica delle calotte glaciali La conoscenza del comportamento dinamico della calotta e dei ghiacciai antartici consente di valutare, tra l’altro, il loro bilancio di massa, in altre parole il loro stato di salute, se cioè i ghiacci antartici siano stabili, in aumento o in riduzione, contribuendo attivamente, in quest’ultimo caso, alla risalita del livello degli oceani. E’ noto che questo fenomeno costituisce il rischio ambientale più grave che minaccia l’immediato futuro della Terra, perché porterebbe alla scomparsa di molte isole (atolli) e di basse pianure costiere, sulle quali vivono decine di milioni di abitanti. Anche molte città italiane, si pensi ad esempio a Venezia, e ampi settori delle nostre pianure sono esposti a questo rischio. Le indagini compiute con campagne geofisiche da aereo (60.000 km di tracciati radar, una volta e mezza la circonferenza terrestre) e con misure a terra con carovane di trattori e slitte, coprendo percorsi lunghi alcune migliaia di chilometri (vedi scheda ITASE), hanno rivelato che, nel settore studiato, i dati utilizzati per la stima della risalita del livello del mare, sono largamente errati. Le nuove misure di fusione alla linea di galleggiamento sono di decine di metri all’anno, un ordine di grandezza superiore a quello che era ipotizzato fino a pochi anni fa. Analogamente, le misure dell’accumulo nevoso hanno messo in evidenza valori fino al 60% inferiori rispetto alle carte dell’accumulo nevoso precedentemente utilizzate. Anche se la complessità dei fenomeni ancora non consente una valutazione accurata, dalle indagini eseguite deriva un segnale di accresciuto allarme. Nella Penisola Antartica e nei ghiacciai che defluiscono dalla Calotta Occidentale verso il Mare di Amundsen, fra il 1989 e il 2005, si sono disintegrate e ridotte drasticamente molte piattaforme di ghiaccio galleggianti e si è osservato un aumento della fusione basale, accompagnato da un arretramento della linea di galleggiamento. Questi fenomeni sono collegati all’aumento anomalo di temperatura nella Penisola Antartica (+2,5 °C in 50 anni) e ad un probabile aumento della temperatura delle acque oceaniche. Queste piattaforme di ghiaccio galleggianti si erano formate alla fine dell’ultima glaciazione e non si erano mai ridotte fino alle dimensioni attuali negli ultimi 10.000 anni. Il collasso delle piattaforme di ghiaccio galleggianti e l’arretramento delle linee di galleggiamento ha innescato un drastico aumento della velocità dei ghiacciai, producendo quindi un più rapido afflusso di ghiaccio a mare. Le ricerche italiane hanno inoltre contribuito alla migliore conoscenza dello spessore dei ghiacci antartici (nel bacino subglaciale Aurora, Terra di Wilkes, è stato riscontrato il secondo valore massimo di spessore, di 4750 m), della morfologia del substrato roccioso sepolto, della loro velocità di scorrimento, delle variazioni nel tempo delle fronti glaciali a mare, dell’azione del vento nel trasporto e nella sublimazione della neve, ecc.

Le indagini radar da aereo nel settore di Dome C hanno portato alla scoperta di rilievi montuosi sepolti con oltre 2000 m di dislivello e di 24 nuovi laghi subglaciali, il maggiore dei quali (Lago Concordia) è grande più di due volte il Lago di Garda ed è uno dei possibili obiettivi internazionali per la ricerca di forme di vita in questi ambienti estremi. Il ghiaccio come archivio della storia climatica e ambientale della Terra Le perforazioni in ghiaccio, condotte dapprima con strumentazione leggera capace di penetrare un centinaio di metri, quindi, nell’ambito del programma internazionale EPICA (vedi scheda), con strumentazione più complessa, capace di perforare alcune migliaia di metri, hanno fornito informazioni nuove sulle variazioni climatiche in Antartide e, in generale, nell’emisfero meridionale. Con la perforazione EPICA a Dome C sono stati documentati 9 cicli glaciali/interglaciali maggiori, raggiungendo ghiaccio più antico di 800 mila anni. Nelle carote di ghiaccio è contenuta la storia dettagliata del clima (temperatura, precipitazioni, circolazione atmosferica, ecc.) e dell’atmosfera nell’emisfero meridionale. E’ stato mostrato che nei grandi cicli climatici glaciali/interglaciali CO2 e metano sono variati in fase e proporzionalmente con le variazioni di temperatura, e che a tali cicli si sono sovrapposte variazioni climatiche di breve durata (da poche migliaia di anni ad alcuni secoli). E‘ stata prodotta anche una ricostruzione dettagliata dell’attività vulcanica esplosiva, nonché di altri aspetti ambientali che indirettamente hanno lasciato la propria traccia nei ghiacci polari, quali l’estensione dei ghiacci marini, la temperatura superficiale delle acque oceaniche, i percorsi seguiti dalle perturbazioni cicloniche e la loro intensità, ecc. Il paesaggio glaciale antartico e la sua storia L’analisi delle forme del rilievo ha contribuito a decifrare la storia glaciale dell’Antartide e si è, fra l’altro, concretizzata nella compilazione di carte glaciologiche e geomorfologiche alla scala di 1:250.000. Basate su mosaici di immagini da satellite, queste carte riportano una sintesi delle misure e delle osservazioni condotte e costituiscono una documentazione assai valida della ricerca italiana per la caratterizzazione e lo studio dell’evoluzione del paesaggio antartico. Sono stati ricostruiti i limiti raggiunti dai ghiacciai nell’Ultimo Massimo Glaciale (ca. 20.000 anni fa). La datazione mediante radiocarbonio di colonie di pinguini relitte, di resti di elefanti marini (oggi non più presenti nel Mare di Ross) e di conchiglie marine ha consentito di caratterizzare le fasi di ritiro dei ghiacciai pleistocenici e di ricostruire curve di sollevamento relativo del livello del mare negli ultimi 8000 anni. Sono state individuate e datate morene tardiglaciali e oloceniche, evidenze di variazioni glaciali recenti della calotta e dei ghiacciai minori.

Durante l’inverno australe 2005 è stata per la prima volta abitata la nuova stazione permanente italo-francese Concordia. La stazione è stata costruita a partire dal 1995 nel cuore della calotta antartica, presso la culminazione di Dome C, a 3233 metri di quota (Antartide Orientale, 75° 06’ di latitudine Sud e 123° 21’ di longitudine Est). Dome C dista oltre 1000 km in linea d’aria dalle stazioni costiere italiana e francese (Stazione Mario Zucchelli a Baia Terra Nova e Dumont d’Urville nella Terra Adélie, rispettivamente). La costruzione è avvenuta in parallelo con la perforazione in ghiaccio EPICA, nel corso dell’estate australe (da novembre a febbraio), utilizzando le comuni attrezzature del campo di tende e containers allestito a questo scopo. La Stazione Concordia e il campo di montaggio hanno già ospitato attività scientifica nei mesi estivi a partire dal 1995 e – per la prima volta – anche nel corso dell’inverno australe 2005. Concordia è una località privilegiata per ricerche in molti campi scientifici.

Medicina e psicologia L’isolamento e l’ostilità ambientale fanno di Concordia un luogo particolarmente adatto allo studio del comportamento umano in ambiente ristretto ed estremo, in condizioni fisiologiche e, soprattutto, psicologiche molto simili a quelle che si ritrovano nei voli spaziali e sulle stazioni orbitanti.

Fisica dell’atmosfera Collocata all’interno del vortice polare che regola la circolazione stratosferica, Concordia è uno dei siti ideali per lo studio dell’evoluzione del “buco dell’ozono”. Inoltre, i dati rilevati a Concordia (in connessione con le osservazioni meteorologiche e gli studi di fisica dell’atmosfera effettuati nelle stazioni costiere), essendo raccolti in un sito chiave per il monitoraggio e lo studio della struttura e della circolazione nella bassa atmosfera (troposfera), colmano un vuoto nella rete di osservatori che si occupano di monitorare il clima del nostro pianeta e i cambiamenti globali in atto. Sono stati installati anche strumenti per lo studio della circolazione dei venti catabatici.

Sismologia e Geomagnetismo Molto distante dagli altri osservatori e lontana dalle perturbazioni marine, Concordia è un sito perfetto per il monitoraggio remoto e lo studio dei sismi e delle variazioni del campo magnetico terrestre, anche in questo caso colmando una lacuna nella rete di monitoraggio dell’intero pianeta.

Astronomia e astrofisica Per la sua elevata altitudine e le caratteristiche dell’atmosfera (basse temperatura e umidità assoluta, precipitazioni ridottissime, scarsa turbolenza) Concordia è un sito ideale per osservazioni astronomiche e studi di cosmologia, nonché per studi sull’alta atmosfera e la meteorologia spaziale. Nel campo dell’astrofisica e della cosmologia sono particolarmente favorevoli le osservazioni nelle frequenze dell’infrarosso e del millimetrico/submillimetrico. Concordia è una località privilegiata anche per la raccolta di micrometeoriti, polveri di origine extraterrestre: sul nostro pianeta ne cadrebbero fra 15.000 e 20.000 tonnellate all’anno che, in gran parte, verrebbero sepolte dalle nevi antartiche e inglobate nella calotta. Conclusa la complessa e impegnativa perforazione del programma EPICA, Concordia si apre ora a nuove ricerche, coinvolgendo risorse e programmi nazionali e internazionali, per sfruttare appieno le opportunità che le condizioni ambientali eccezionali e, per alcuni aspetti, uniche sulla Terra offrono alla ricerca scientifica. Glaciologia, paleoclima e chimica dell’atmosfera La stazione è collocata su una coltre di ghiaccio dello spessore di 3300 m, che offre grandi opportunità non solo per studi paleoclimatici, ma anche sulla dinamica della calotta e la sua stabilità. Inoltre, le condizioni uniformi e incontaminate ne fanno un luogo ideale per la verifica a terra e la calibratura delle osservazioni da satellite, nonché per misure di contaminazione chimica in un sito remoto e ancora vergine. Nel Dicembre 2004 si è conclusa con successo la perforazione profonda in ghiaccio del programma EPICA (v. scheda) che, alla base, ha prelevato il ghiaccio più antico finora raggiunto con una perforazione. Per lo studio della storia climatica recente, per la valutazione del tasso di accumulo annuo della neve e per lo studio dei processi di scambio chimico neve-atmosfera, sono state eseguite numerose perforazioni e trincee superficiali ed è stata sistematicamente campionata la neve appena deposta. Misure geodetiche delle deformazioni e degli spostamenti del duomo di ghiaccio (dell’entità di alcuni millimetri all’anno) sono state eseguite su una rete di paline impiantate attorno a Dome C. Sono state condotte campagne a terra a da aereo nell’area tra Dome C e Vostok per lo studio dello spessore e della struttura interna della calotta, per la definizione della morfologia del substrato roccioso, per l’individuazione di laghi e del sistema di corsi d’acqua subglaciali.

International Trans-Antarctic Scientific Expedition (ITASE)

Attraverso lo sforzo coordinato di numerosi programmi di ricerca nazionali e multinazionali, il progetto ITASE ha lo scopo di raccogliere ed interpretare informazioni climatiche e ambientali nelle aree più remote e sconosciute del continente. Le attività del progetto ITASE sono multidisciplinari e comprendono essenzialmente perforazioni della neve/nevato, rilievi geofisici, raccolta di campioni di neve (in superficie e in trincee), campioni di aria (a varie quote) e misure delle proprietà fisiche dell’atmosfera; i dati e i campioni vengono raccolti e archiviati utilizzando laboratori mobili di ricerca, montati su slitte e trainati da veicoli cingolati. In gergo polare queste carovane sono chiamate traverse: la carovana italiana è formata da 4 veicoli cingolati che trainano 5 moduli montati su slitte (modulo abitazione, modulo generazione ed officina, modulo perforazione, modulo magazzino) e tre cisterne di carburante. L’obiettivo principale del progetto ITASE è di determinare la variabilità spaziale del clima in Antartide (precipitazione nevosa, temperatura dell’aria, circolazione atmosferica) negli ultimi 200 anni e, dove possibile, negli ultimi 1000 anni. Di particolare interesse risultano le interazioni con fenomeni di interesse globale come El Niño. Le informazioni scientifiche raccolte nell’ambito di ITASE sono essenziali per interpretare i dati derivanti dalle perforazioni profonde (per esempio EPICA), per monitorare le condizioni climatiche e la composizione dell’atmosfera nelle aree più remote del continente, per valutare l’attuale contributo dell’Antartide alle variazioni del livello del mare e per interpretare i dati telerilevati da satellite. Le attività scientifiche si svolgono lungo transetti che congiungono le basi costiere con i siti più remoti dell’interno del continente, sede anche di perforazioni profonde (EPICA Dome C e Dronning Maud Land, Vostok, Dome Fuji ecc.). Al programma di traverse nazionali o multinazionali hanno partecipato 20 nazioni (Argentina, Australia, Belgio, Brasile, Canada, Cile, Cina, Francia, Germania, Giappone, India, Italia, Norvegia, Nuova Zelanda, Olanda, Regno Unito, Russia, Svezia, Sud Corea, USA). Finora il progetto ITASE ha raccolto oltre 20.000 km di stratigrafie della superficie nevosa, ha perforato più di 240 carote di neve e ghiaccio (per un totale di oltre 7.000 m), ha esplorato parte delle aree più remote del continente antartico raggiungendo la culminazione della calotta Orientale a più di 4.000 metri di quota, ha raccolto campioni di atmosfera fino a quote superiori a 20.000 m. Il PNRA ha iniziato le sue attività di ricerca nell’ambito del progetto ITASE durante la IX spedizione (1993-94). In quella occasione venne esplorata la possibilità di accedere con mezzi cingolati alla calotta antartica dalla stazione Mario Zucchelli, percorrendo circa 270 km in un’area estremamente pericolosa a causa dei crepacci. Nel 1996-97 sono stati esplorati circa 600 km di calotta raggiungendo la culminazione di Talos Dome, dove è stata effettuata una prima perforazione di 90 m in neve e ghiaccio. Durante le campagne 1997-98 e 1998-99 è stata esplorata la calotta est-antartica fino alla culminazione di Dome C, percorrendo circa 1300 km. Nella campagna 2001-02 sono state esplorate le Terre di Adelie, Oates e Vittoria. I dati raccolti dai ricercatori italiani hanno permesso per la prima volta di esplorare un’area di un milione di km2 (circa 3 volte la superficie dell’Italia) e di determinare le caratteristiche climatico-ambientali degli ultimi 200-800 anni dell’area di drenaggio nord-occidentale di Dome C. Fra i risultati più significativi possiamo citare: la ricostruzione paleoclimatica degli ultimi 800 anni nel sito di Talos Dome, la scoperta e lo studio di “megadune” di ghiaccio (ondulazioni di dimensioni chilometriche della superficie glaciale) che gettano nuova luce sui processi di accumulo nevoso, lo studio dei processi di sublimazione indotti dai venti catabatici, lo studio del contributo dell’Antartide alle presenti e future variazioni del livello marino, la ricostruzione della distribuzione geografica dell’accumulo nevoso, la scoperta della mobilità dei duomi e delle linee spartighiaccio dovuta a fenomeni di accumulo nevoso e la ricostruzione della struttura geologica del bacino subglaciale di Wilkes.

European Project for Ice Coring in Antarctica (EPICA)

EPICA è un programma di ricerca pluriennale, finanziato dall’Unione Europea (UE) e da 10 stati europei, per effettuare due
perforazioni profonde nei ghiacci antartici, la prima a Dome C (DC), nel settore della calotta rivolto verso l’Oceano Pacifico, la
seconda nella Dronning Maud Land (DML), in quello prospiciente l’Oceano Atlantico.
Preceduta da una campagna di indagini geofisiche – condotte dagli italiani – per la scelta del sito e per la valutazione dello
spessore del ghiaccio, la perforazione a Dome C è iniziata nel dicembre 1996 e si è conclusa nel dicembre 2004 alla profondità
di 3270 metri. Italia e Francia, dalle cui stazioni costiere partivano i rifornimenti per la perforazione EPICA e per la costruzione
di Concordia, hanno svolto un ruolo logistico e scientifico preponderante.
I risultati scientifici della perforazione a Dome C, già pubblicati in parte su prestigiose riviste internazionali, rappresentano un
progresso importantissimo nello studio delle variazioni climatiche nel passato perchè risalgono due volte più lontano nel tempo
rispetto alle conoscenze precedenti.
Le carote di ghiaccio estratte da Dome C rappresentano un archivio climatico degli ultimi 800.000 anni almeno: nell’arco di
questo periodo si sono succeduti 9 principali cicli climatici glaciali/interglaciali, innescati dalle variazioni di insolazione dovute a
cause astronomiche. I quattro cicli più recenti erano già noti dagli studi sulle carote di ghiaccio di Vostok, mentre i precedenti
erano conosciuti solamente dagli studi sui sedimenti oceanici, che riflettono più che la storia dell’atmosfera e del clima, quella
degli oceani e dei ghiacciai. EPICA‑DC ha permesso di documentare un cambiamento nella variabilità climatica intorno a
430.000 anni fa: a quell’epoca, si è passati da cicli con interglaciali poco caldi e di lunga durata a cicli con interglaciali molto
caldi e di breve durata.
Gli studi sulle carote di EPICA-DC, a cui hanno contribuito significativamente i ricercatori italiani, hanno inoltre mostrato che
le variazioni climatiche di più breve durata (circa un millennio), che iniziano e terminano bruscamente, sono rilevabili anche
nell’emisfero meridionale, anche se più attenuate e quasi in opposizione di fase rispetto a quelle dell’emisfero settentrionale.
Sembra che – nel sistema climatico – sia esistita una sorta di “altalena polare”: quando l’emisfero meridionale si raffreddava,
quello settentrionale si riscaldava e viceversa, a causa di un trasferimento del calore da un emisfero all’altro, tramite le correnti
oceaniche termoaline.
La perforazione EPICA-DML, iniziatasi nel 2000, si è conclusa nel corso della campagna 2005-06 alla profondità di 2774 m e
riguarda la storia climatica degli ultimi 150.000 anni circa, ricostruita con maggiore dettaglio, a causa del maggiore accumulo
annuo di neve, rispetto a EPICA-DC. Obiettivo di questa perforazione è un più accurato confronto con la storia climatica
ricostruita all’altra estremità dell’Atlantico, nei ghiacci della Groenlandia.

La perforazione EPICA DC ha campionato in continuità ghiaccio formatosi a partire da oltre 800 mila anni fino al presente. Le analisi
fin qui condotte hanno mostrato che la temperatura media annua (curva azzurra) negli ultimi 750 mila anni è ciclicamente variata da
condizioni “calde” (interglaciali, numerati con numeri dispari) a condizioni molto fredde (glaciali). Ogni ciclo climatico ha avuto una
durata di circa 100 mila anni ma, mentre i tre più antichi hanno avuto interglaciali meno caldi e più lunghi (13,15,17), gli ultimi quattro
cicli hanno avuto interglaciali più caldi e di breve durata (5,7,9,11). Il presente interglaciale (1), ancora in corso, è un poco meno caldo
dei precedenti e dura da circa 12 mila anni. Mostra analogie con l’interglaciale 11 che è durato oltre 20 mila anni.
La curva sottostante mostra la variazione di CO2
da 650 mila anni al presente: in rosso i dati della perforazione EPICA DC, in verde quelli
della perforazione Vostok. Il biossido di carbonio in questo intervallo di tempo è variato in fase e proporzionalmente alle variazioni di
temperatura, con valori minimi di 180 ppmv (parti per milione in volume) nelle fasi glaciali più fredde, e valori massimi di 300 ppmv
nelle fasi interglaciali più calde. Le linee tratteggiate e la doppia freccia indicano il campo naturale di variabilità di questo gas-serra.
Negli ultimi due secoli, a causa delle attività umane, in primo luogo tutti i processi di combustione, il valore di CO2
è salito a 380 ppmv
(2006), ben al di sopra del limite naturale di variabilità, con un aumento di oltre il 35%.

L’Antartide è un’area geografica privilegiata per monitorare lo stato dell’ambiente dell’intero pianeta, per studiare i processi di trasporto e diffusione di sostanze chimiche a livello globale e per valutarne le possibili correlazioni con i cambiamenti climatici. La lettura della “registrazione” delle variazioni della composizione chimica dell’atmosfera negli strati di neve e ghiaccio accumulati nel corso degli anni e lo studio delle interazioni ghiaccio/acqua/atmosfera, fanno di questo continente il luogo ideale per lo sviluppo e l’applicazione di una nuova disciplina, denominata polar chemistry, che si è affermata nella comunità scientifica internazionale impegnata nelle ricerche in Antartide, grazie al continuo e consistente impegno del PNRA. La contaminazione ambientale Sulla base dei dati oggi disponibili, siamo in grado di costruire una carta dettagliata della contaminazione ambientale di una vasta area del continente bianco, relativamente a varie classi di inquinanti, di composti organici solforati, di sostanze umiche, di numerosi metalli pesanti e micronutrienti e di radionuclidi. Alcuni dei risultati più significativi hanno permesso di evidenziare aspetti di notevole interesse a livello globale, come ad esempio: – la recente diminuzione del piombo nel nevato e nei ghiacci rilevato per la prima volta in Antartide, correlabile con l’introduzione delle benzine verdi; e la tendenza all’aumento dei metalli del gruppo del platino e degli idrocarburi policiclici aromatici (PAH) nelle nevi superficiali, evidenza negativa dell’impiego delle marmitte catalitiche; – l’appiattimento della curva di crescita dei clorofluorocarburi (CFC) nell’atmosfera, osservata negli ultimi anni, correlabile alle limitazioni imposte a livello internazionale all’uso di questi composti; – la variazione stagionale del contenuto di metalli (tossici ed essenziali) nelle acque marine, che può contribuire ad una migliore comprensione degli effetti dei cambiamenti climatici; – l’apporto di polveri cosmiche sulla Terra e la loro influenza sul ciclo dell’ozono e sul clima.

I processi di scambio tra atmosfera e oceano Nell’ambito delle indagini riguardanti i cambiamenti globali, sono stati studiati i processi di scambio tra atmosfera e superficie del mare ed il ruolo giocato dal microstrato superficiale marino nei meccanismi di formazione dell’aerosol marino, un vettore primario di diffusione e trasporto a livello globale degli inquinanti. E’ stato evidenziato che il microstrato superficiale marino, prelevato mediante un prototipo di sistema di campionamento, realizzato nell’ambito del PNRA, è caratterizzato da un contenuto di varie classi di microinquinanti organici, sino a centomila volte superiore rispetto all’acqua di mare sottostante. L’analisi chimica delle carote di ghiaccio ha consentito di studiare le variazioni nella produttività oceanica nel corso delle ere passate, mediante la ricostruzione dell’input atmosferico di ferro e di altri elementi chimici bioessenziali. Le variazioni nell’input oceanico di questi elementi influenzano sensibilmente i cambiamenti climatici. I risultati più significativi hanno permesso di evidenziare processi di notevole interesse a livello globale, come ad esempio: – la variazione stagionale del contenuto di composti organici solforati nelle acque marine, che contribuisce ad una migliore comprensione dei meccanismi che regolano i cambiamenti climatici; – la distribuzione di microinquinanti organici tra acque subsuperficiali, microstrato ed aerosol, che ha permesso di chiarire i processi di scambio acqua-atmosfera ed il trasporto di microcomponenti attraverso l’aerosol marino. I materiali di riferimento e la banca campioni Di rilievo è stata anche la preparazione di materiali di riferimento certificati antartici ottenuti mediante circuiti internazionali. I materiali già prodotti sono attualmente distribuiti in Italia dall’ENEA, dall’Istituto Superiore di Sanità, e da due prestigiose istituzioni internazionali: l’IRMM della Comunità Europea ed il NIST degli USA. La realizzazione della Banca Campioni Ambientali Antartici (BCAA) rappresenta già oggi uno strumento unico a livello mondiale per la verifica, anche retrospettiva, della validità dei dati sperimentali acquisiti e consentirà in futuro di indagare su nuove problematiche che dovessero emergere con l’evoluzione delle conoscenze scientifiche. Il contributo alla gestione politica dell’ambiente In conclusione, si può affermare che l’Italia, attraverso queste ricerche, non solo consolida il proprio prestigio internazionale nel settore della polar chemistry, ma soprattutto porta un decisivo contributo allo sviluppo delle nuove politiche ambientali, fornendo i valori di riferimento della contaminazione a livello planetario ed assume un ruolo di leadership e di stimolo per gli altri paesi ad avviare analoghi progetti che, integrandosi a questo, consentano di affrontare al meglio le sfide dei prossimi anni per una sempre più efficace salvaguardia dell’ambiente.

I primi osservatori atmosferici Le prime spedizioni avevano il compito di caratterizzare la climatologia dell’area di Baia Terra Nova, dove si stava sviluppando la stazione italiana. Inizialmente venne utilizzata strumentazione meteorologica convenzionale (temperatura, pressione, umidità, vento, precipitazioni, flusso radiativo). In aggiunta si realizzarono lanci di palloni sonda. Più tecnologicamente raffinato era invece il sistema di sondaggio acustico per la misura del vento (Sodar Doppler). Già dai primi anni si iniziò la progettazione e la graduale realizzazione dei Lidar troposferici più semplici, adatti alla misura della trasparenza atmosferica nei bassi strati, necessari per la valutazione del bilancio energetico. Venne sviluppato anche un sistema Lidar con caratteristiche più avanzate, idoneo alla misura di aerosol troposferici e successivamente di ozono. Parallelamente, si avviarono contatti con la NOAA (National Oceanic and Atmospheric Administration, USA) e la NSF (National Science Foundation, USA) per l’installazione di un Lidar presso la stazione americana Amundsen Scott, ove ne sarebbe stato garantito il funzionamento anche nel periodo invernale. A Baia Terra Nova, vennero altresì installati un Sodar triassiale e una rete di sensori meteorologici automatici per fornire la stazione di un nucleo strumentale di base. Alla fine del 1993 il network di osservatori atmosferici era ormai maturo. La rete meteorologica di Baia Terra Nova consta oggi di 12 stazioni automatiche collocate in un raggio di 150 km di distanza dalla stazione Mario Zucchelli, che rappresentano le strutture portanti del laboratorio climatologico la cui utilità non è solo scientifica, ma anche legata alla sicurezza delle operazioni logistiche attorno alla base italiana. Il moderno sistema integrato di osservatori polari Le misure di radiazione e di trasparenza, i dati meteorologici e i sondaggi Lidar, inizialmente solo troposferici, hanno costituito il nucleo portante delle ricerche atmosferiche in Antartide, integrato e sviluppato dal punto di vista tecnologico nel corso degli anni. Oggi, il network di osservatori internazionali del PNRA include anche una collaborazione con l’Argentina per misure in continuo del contenuto colonnare di ozono e di anidride carbonica (stazioni di Jubany, Belgrano II e Ushuaia), nell’ambito di programmi internazionali quali il Global Atmospheric Watch, della WMO. Sono state recentemente sviluppate nuove metodologie di interpretazione dei dati da satellite sulle caratteristiche delle nubi, in relazione alla possibilità di previsione e di caratterizzazione degli eventi atmosferici.

L’ultimo quinquennio del PNRA è stato caratterizzato dalla sempre più ampia integrazione delle attività verso grandi network di osservatori o piattaforme integrate ed il relativo perfezionamento della strumentazione. Un esempio fra tanti è l’avvio del network
di osservatori (POLAR-AOD) per la caratterizzazione degli effetti climatici dell’aerosol atmosferico nelle regioni polari attraverso fotometria multispettrale, ma va citata anche la nuova piattaforma strumentale integrata che si sta sviluppando a Concordia. La nuova installazione per i radiosondaggi, parte della rete di 15 stazioni al suolo e 2 stazioni di radiosondaggio, ha provocato  richieste di dati, anche preliminari, da una decina di istituzioni di ricerca sparse per il mondo.

Un’ulteriore linea di tendenza è l’allargamento delle attività alle aree artiche in un approccio globale allo studio del clima, tendenza che sta trovando un particolare significato con l’avvio dell’Anno Polare Internazionale. Gas serra e costituenti minori atmosferici Con l’aumento della percezione del problema dei cambiamenti globali, anche le ricerche in atmosfera si sono orientate a studiare le modificazioni delle caratteristiche chimiche dovute all’immissione di sostanze di origine naturale ed antropiche edai loro processi di trasformazione. Le specie considerate, per la loro capacità di alterare il bilancio radiativo dell’atmosfera, sono quelle contenenti zolfo, azoto, le sostanze alogenate, fra cui i clorofluorocarburi ed i composti del bromo di interesse per la distruzione dell’ozono, e quelle organiche, fra cui gli aerosol contenenti carbonio.

Sono state messe a punto tecniche di campionamento per le componenti in fase gassosa e particellare utilizzando i “denuders” e trappole specifiche per componenti organici in fase di vapore. Per laclassificazione granulometrica degli aerosol è stato sviluppato un nuovo tipo di impattore a bassa pressione funzionante a fenditure. Durante i viaggi di trasferimento navale dall’Europa all’Antartide sono state effettuate misure in continuo di CO2 ed altri gas serra, polveri, ed altri elementi di interesse per lo studio dei bilanci climatici in aree remote. Radiazione e nubi Nel campo dei bilanci di energia, lo studio dei vari costituenti atmosferici minori (gas e particelle) e la caratterizzazione delle particelle di aerosol e delle reciproche interazioni hanno contribuito a definire il flusso netto di radiazione solare alla superficie ed hanno portato nuove conoscenze relative al bilancio dell’energia solare negli ambienti polari. Studi effettuati su diversi siti antartici hanno permesso di valutare l’effetto delle nubi sul bilancio netto di radiazione, mostrando, in presenza di nubi, un riscaldamento o un raffreddamento della superficie fortemente dipendente dalle caratteristiche fisiche (albedo e trasmissività) della superficie e dell’atmosfera. Accanto ad essi si collocano le ricerche sulla distribuzione, le proprietà ottiche e la microfisica delle nubi e lo studio degli aerosol, la cui presenza può essere messa in evidenza da misure di torbidità atmosferica, e la cui natura viene invece determinata attraverso analisi eseguite su campioni di particolato raccolti con
tecniche diverse. Un argomento originale, che si sta sviluppando anche grazie a strumentazione d’avanguardia, è lo studio del ruolo della neve come reattore nella chimica dei composti dell’azoto e la distribuzione latitudinale degli aerosol nello strato limite marino mediante Lidar troposferici in area oceanica. A partire dal 2000, infatti, lungo l’intera rotta della nave dall’Italia, sono state eseguite misure in continuo degli aerosol dello strato limite marino mediante Lidar a backscattering elastico multispettrale e scanning mobility particle sizer. Lo strato limite planetario Le ricerche sullo stato limite planetario rivestono notevole importanza per caratterizzare la fenomenologia meteorologica e la microclimatologia nella zona di Baia Terra Nova. Strettamente collegata alle ricerche sullo strato limite planetario è, infatti, l’attività meteorologica, finalizzata alla descrizione della dinamica atmosferica a varie scale. Una rete di Sodar è in attività per lo studio dello strato limite, consentendo un grande sviluppo delle ricerche nel campo del bilancio di radiazione e del contenuto colonnare di ozono e costituenti minori. Queste linee di attività aprono nuove opportunità per approfondire le conoscenze sul sistema climatico antartico, ed in particolare sul ruolo e sulle caratteristiche degli aerosol nei bilanci di radiazione, dei processi turbolenti allo strato limite, della dinamica a scala regionale e continentale, delle modificazioni nella composizione dell’atmosfera. Le misure di turbolenza al suolo, associate allo sviluppo di modelli numerici, hanno permesso recentemente di quantificare i flussi di calore e le quantità di moto nello strato limite atmosferico. La deplezione dello strato di ozono Lo sviluppo di Lidar ha permesso di studiare le nubi stratosferiche polari, ritenute i catalizzatori del processo di distruzione stagionale dell’ozono stratosferico nei vortici polari. Per affrontare questo avvincente tema di ricerca, si è operato nell’ambito di un network internazionale a grande scala, legato a grandi progetti internazionali (experimental cloud lidar pilot study, ECLIPS). Misure coordinate di nubi stratosferiche polari sono state eseguite con Lidar Ozono (Dumont d’Urville), osservazioni Lidar di aerosol stratosferici e di nubi stratosferiche polari (South Pole) e con l’associazione di Lidar e palloni (McMurdo). In particolare, i palloni hanno permesso di sondare le nubi per studiare i cristalli di ghiaccio che determinano le reazioni di chimica eterogenea. Le osservazioni sulla concentrazione dei clorofluorocarburi (CFC), responsabili della deplezione dell’ozono, hanno messo in evidenza che la diminuzione delle concentrazioni dei CFC è in realtà meno rilevante di quanto ci si aspettasse dopo l’entrata in vigore del Protocollo di Montreal, che regola la produzione di questi composti. Più recentemente, la ricerca è stata allargata ai sostituti dei CFC, anch’essi potenti gas serra, le cui concentrazioni sono invece in aumento.

Il ruolo dell’Oceano Antartico L’Oceano Antartico svolge un ruolo di primo piano nella regolazione del clima a scala globale. E’ il motore della circolazione oceanica del pianeta e interagisce direttamente sulla circolazione atmosferica, sulla formazione e sulla fusione dei ghiacci antartici. Inoltre, la crescita e l’evoluzione del ghiaccio marino hanno una profonda influenza sull’albedo (quantità di energia solare riflessa nell’atmosfera) e sul bilancio radiativo del pianeta e quindi sul bilancio termico globale. Il duraturo abbassamento della temperatura durante il periodo invernale determina il congelamento di vasti porzioni dell’Oceano Antartico – una dei più grandiosi processi della Terra. Il ghiaccio marino copre il 7% della superficie di tutti gli oceani. Nell’Oceano Antartico, durante la stagione invernale, la superficie del mare viene coperta da un sottile strato di 2 – 3 metri che si estende per 20 milioni di km2 (una superficie superiore a quella dell’intero continente antartico) spingendosi fino a 55 – 60° di latitudine sud. Nel periodo estivo la banchisa si riduce a 4 milioni di km2 , pertanto la maggior parte del ghiaccio marino non supera 1 anno di età. Questo è uno dei processi che guida la produzione di acque fredde che alimentano la circolazione termoalina profonda nota come conveyor belt e che ridistribuisce calore, nutrienti ed ossigeno a scala globale. La Corrente Circumpolare Antartica, la più imponente dell’intero pianeta con un trasporto medio di 120 – 140 Sverdrup (1 Sv = 1milione di m3 /s) è costituita da un complesso sistema di flussi ad elevata sinuosità ed è originata dai venti incessanti provenienti da Ovest, dalle notevoli differenze di densità delle diverse masse d’acqua presenti nell’Oceano Antartico, nonché dalla topografia del fondo oceanico. Il ruolo di questa corrente sul sistema climatico globale è di fondamentale importanza in termini di scambi di energia tra le fredde acque antartiche e quelle calde delle latitudini più elevate, di trasferimento delle sostanze chimiche e delle specie biologiche consentendo all’ecosistema antartico di mantenere le sue peculiari caratteristiche uniche sul nostro pianeta. Gli scambi energetici con l’atmosfera avvengono, in particolare, in corrispondenza di aree frontali, cioè aree di contatto tra masse d’acqua a diversa temperatura e salinità, che caratterizzano l’Oceano Antartico, attivando movimenti verticali che assicurano il rinnovo continuo dei contenuti di ossigeno e garantendo un ambiente favorevole alla vita anche nelle fredde acque antartiche. Di particolare rilievo in questo quadro è la zona frontale polare limitata a sud dal fronte polare e a nord dal fronte subantartico. Questa zona è fortemente variabile nel tempo e nello spazio con ondulazioni di lunghezze comprese tra 100 e 250 km.

Gli obiettivi della ricerca oceanografica Nel periodo 1986-1993, la ricerca oceanografica italiana era finalizzata alla prima caratterizzazione delle acque marine di Baia di Terra Nova. Nelle prime campagne oceanografiche stagionali è stato costituito un patrimonio strumentale ed acquisita un’esperienza basilare per l’impostazione delle successive ricerche estese a porzioni rilevanti dell’Oceano Antartico. Le successive ricerche (6 campagne oceanografiche e 7 mooring posizionati) sono state rivolte a identificare, quantificare e localizzare la formazione e la diffusione dei diversi tipi di masse d’acqua che si producono sulla piattaforma del Mare di Ross, a valutarne i tempi di residenza e a caratterizzarle anche in termini dei flussi biogeochimici. E’ stato, inoltre, studiato il bilancio radiativo del Mare di Ross ed analizzata la variabilità spazio-temporale della corrente circumpolare antartica nel settore Pacifico dell’Oceano Antartico. 12 anni di sezioni ottenute con lanci a distanza ravvicinata di sonde a perdere di temperatura denominate XBT, ripetute per ogni traversata tra la Nuova Zelanda e il Mare di Ross, hanno consentito di delineare la struttura termica dell’oceano con i relativi fronti che caratterizzano le oscillazioni dell’intero sistema antartico. E’ risultata una maggiore stabilità del fronte polare, mentre il fronte subantartico si divide in due distinti rami intorno a 58°S innescando vortici e meandri che regolano i flussi meridionali di calore e altre proprietà. Processi di polynya Un aspetto di particolare importanza nella dinamica dell’Oceano Antartico è rappresentato dai processi di polynya (aree perennemente deglaciate per l’azione dei venti catabatici che spazzano la superficie del mare allontanando il ghiaccio in formazione). L’idrodinamica verticale di queste aree è particolarmente complessa, ma fondamentale per la formazione di acque salate che caratterizzano la piattaforma continentale del settore occidentale. Nell’area di Baia Terra Nova è stata calcolata la produzione annuale di ghiaccio espressa in spessore per un valore compreso tra 11 e 22 metri. Dalla produzione di ghiaccio si ottiene un valore medio di produzione di acqua ad elevata salinità (HSSW) pari a 0.4 Sverdrup. Gli aspetti ecologici della polynya sono condizionati dalla elevata variabilità dei flussi di particellato, documentata dai campionamenti delle trappole posizionate lungo la catena di strumenti ancorata sul fondo.

La formazione di correnti fredde
Il ruolo del bilancio radiativo è di estrema importanza in un ambiente a forte interazione aria – mare – ghiaccio;
i ricercatori italiani hanno calcolato i valori settimanali medi sull’intero Mare di Ross (a partire dal 1994) di tutti i
componenti del budget totale di calore alla superficie. Esso varia da -87 W/m2
a – 102 W/m2 con un valore medio di
– 96 W/m2
, che può essere considerato come riferimento per la perdita di calore alla superficie. Questa perdita può
essere compensata soltanto dal trasporto di calore che avviene con le correnti marine profonde e con i processi di
mescolamento (mixing) in zone di scarpata tra le acque di piattaforma e la Corrente Circumpolare Antartica, quando
questa s’insinua sulla piattaforma continentale.
Questo flusso di CDW (Circumpolar Deep Water) che deve penetrare nell’area di piattaforma per compensare
la perdita di calore nel budget globale è stato valutato dai ricercatori italiani ottenendo un trasporto medio di
2.9 Sverdrup.
Le acque della piattaforma
Le acque di piattaforma, ricche di ossigeno, interagiscono con la corrente circumpolare attraverso delicati meccanismi
di convezione, a piccola scala, che sono ancora oggetto di studio nell’ambito di progetti internazionali che coinvolgono
anche i ricercatori italiani.

LA VITA AI LIMITI DELL’ADATTABILITÀ FISIOLOGICA: GLI ESTREMOFILI ED ESTREMOTOLLERANTI

Gli organismi viventi sono presenti in quasi ogni nicchia ecologica, nell’aria, sulla terra, nel mare e nella profondità degli oceani. Da un punto di vista antropico gli ambienti ostili all’uomo sono solitamente definiti estremi ed originariamente, alcuni di loro, erano ritenuti troppo limitanti anche per sostenere la vita microbica (STETTER, 1999). Perciò molti habitat, come gli ambienti geotermali, terrestri e marini, le regioni polari, le sorgenti acide ed alcaline e le profondità ad altissima pressione degli oceani, sono considerati estremi (NICOLAUS et al., 2004). Si tratta, spesso, di ambienti stabili caratterizzati da condizioni vicine ai valori limite nei quali un organismo può vivere sia fisiche (temperatura, radiazione, pressione), sia geochimiche (salinità, essiccamento, pH, specie chimiche dell’ossigeno, potenziali redox, metalli, gas) (JAVAUX, 2006). É noto oggi che gli ambienti estremi che si credevano troppo ostili per permettere la sopravvivenza degli organismi, sono invece l’habitat naturale di alcuni microrganismi conosciuti come estremofili (NICOLAUS et al., 2004).

KRISTJÁNSSON & HREGGVIDSSON (1995) definiscono estremofilo un organismo le cui condizioni ottimali si trovano fuori dagli ambienti “normali”, intendendo per normali quelli che hanno una temperatura tra 4 e 40°C, pH tra 5 e 8,5 e una salinità tra quella dell’acqua dolce (10 mM) e quella dell’acqua di mare (ca. 0,6 M). Secondo GORBUSHINA & KRUMBEIN (1999) invece i microrganismi considerati “estremofili“ che abitano ambienti molto particolari, essendo organismi che sono altamente adattati a limiti molto ristretti di condizioni ambientali dovrebbero essere chiamati “normofili” proprio perchè possono vivere solamente in uno spazio veramente ristretto o in una condizione ambientale che pone limiti ambientali estremamente ristretti. Il vero organismo estremotollerante (indicato con il termine di poikilotrofilo o pecilotrofilo), in alternativa, sarebbe il vero esperto nella sopravvivenza e in grado di svolgere attività metabolica in più ampi range di condizioni ambientali; sarà cioè in grado di sopravvivere e di essere attivo metabolicamente in qualsiasi condizione, come appunto un “vero” estremofilo.

Dipende tutto dal tempo: un organismo estremofilo dovrà possedere quelle caratteristiche che lo rendono in grado di superare i periodi sfavorevoli e di riprendere la crescita quando si presenteranno le condizioni favorevoli. Conoscere la biologia degli estremofili, ed il loro ambiente, permette di formulare delle ipotesi sulle condizioni richieste per l’origine e la primordiale diversificazione della vita sulla Terra e sugli altri pianeti. Ad oggi non si conoscono le condizioni in cui la vita si è originata sulla Terra, se sia emersa in uno stagno (possibilmente tidale) tiepido (LAZCANO & MILLER, 1996) o in una cavità bollente, su minerali di argilla, o minerali di solfuro o goccioline di acqua (BADA, 2004); è per questo motivo che tale argomento è al centro di controversie. La vita potrebbe essere un’inevitabile conseguenza della geochimica planetaria, un “imperativo cosmico” (DE DUVE, 1995) o potrebbe aver richiesto condizioni ambientali e geologiche estremamente specializzate non comuni. Naturalmente non tutti gli ambienti estremi terrestri sono analoghi delle condizioni della vita primordiale (CLEAVES II & CHALMERS, 2004), ma una conoscenza migliore delle loro condizioni fisico chimiche può soltanto migliorare le nostre conoscenze sull’evoluzione ed i limiti della vita sulla Terra, dal momento che sono questi ambienti l’unico “campione” di vita che possiamo studiare.

Così, se comparati alle condizioni terrestri attuali, gli oceani primordiali erano estremi perchè contenevano molto meno ossigeno e le superfici (anche quelle oceaniche) non erano protette dalle severe radiazioni solari per l’assenza di uno strato di ozono. Per questo gli organismi primordiali potrebbero essere gli ipertermofili degli Archaea ed i  termofili o i mesofili dei Bacteria. D’altra parte la vita si è però adattata anche a temperature veramente basse ed è sopravvissuta alle maggiori glaciazioni come in Antartide, dove i microrganismi, inclusi i procarioti ed eucarioti (funghi, alghe e protisti), si sviluppano nel ghiaccio, nell’acqua fredda ed anche all’interno delle rocce dove proteggono se stessi dall’essiccamento e dalle radiazioni ultraviolette (FELLER & GERDAY, 2003). È molto probabile che gli organismi superiori non siano in grado di sopravvivere in condizioni estreme, a causa della loro compartimentazione e complessità cellulare. La scoperta che gli ambienti estremi ospitano differenti tipi di procarioti ha dato considerevole impeto alla ricerca sugli estremofili (BERTOLDO & ANTRANIKAN, 2002).

Lo studio della biologia e dell’ecologia degli estremofili è essenziale quindi per definire i limiti della vita come la conosciamo, per studiare la conservazione delle tracce biologiche (biosignature) negli ambienti estremi analoghi a quelli della Terra primordiale e/o a quella potenziale extraterrestre e per sperimentare tecnologie necessarie alla loro scoperta (JAVAUX, 2006). Soltanto alcuni anni fa, gli estremofili erano degli organismi “esotici”, esplorati soltanto nel mondo da pochi gruppi di ricerca. Ora, sebbene il loro status sia ritenuto ancora “eccentrico” sono spesso utilizzati anche come fonti per nuove molecole di interesse biologico. È chiaro, ad esempio, che alcuni termofili, particolarmente Archaea, possiedono vie metaboliche insolite e potrebbero servire come fonte di metaboliti dalle insolite proprietà ed applicazioni (DEMIRJIAN et al., 2001; HOUGH & DANSON, 1999). Inoltre, questi organismi, che rappresentano una sorta di curiosità biologica sulla Terra, potrebbero essere le forme di vita estreme più comuni nell’Universo. Ciò che noi chiamiamo esotico e raro sul nostro pianeta potrebbe essere un fatto normale per gli ambienti planetari alieni. Negli ultimi decenni, gli estremofili sono stati ritrovati in un’ampia gamma di ambienti sulla Terra: nei due ambienti più aridi, come le Dry Valleys in Antartide o il deserto di Atacama nel Cile, ogni volta ci sia acqua allo stato liquido, anche se per breve tempo in un anno, oppure a 3 km di profondità sotto la superficie, o nei reattori nucleari, nelle sorgenti idrotermali, nei canali di scolo acidi delle miniere e nei fiumi da essi contaminati (come il rio Tinto in Spagna, AMARAL ZETTLER et al., 2002), nelle aree ad alte concentrazioni di metalli pesanti, nei laghi e nel ghiaccio polare, nel vuoto e in condizioni anerobiche (ROTHSCHILD & MANCINELLI, 2001). Gli estremofili includono organismi provenienti dagli Archaea, Bacteria ed Eucarya (SECKBACH, 1999)  e vengono classificati secondo le specifiche nicchie ambientali necessarie per la loro crescita ottimale: la temperatura (alta o bassa), il valore di pH (acido o alcalino), la pressione (alta), la salinità (alta) e l’aridità. In letteratura microbica vengono chiamati termofili, psicrofili, acidofili, alcalofili, barofili, alofili e xerofili (LINCOLN et al., 1982).

1. GLI EFFETTI DELLA TEMPERATURA: I MICRORGANISMI TERMOFILI E TERMOTOLLERANTI, PSICROFILI E PSICROTOLLERANTI La vita alle basse e alle alte temperature non sembra rappresentare una sfida per molti microrganismi, dal momento che esiste una sostanziale diversità ed abbondanza di vita a temperature vicino al punto di congelamento o di poco inferiori a quella di ebollizione. Generalmente si dimentica che la Terra è per lo più fredda e molti degli ecosistemi sono esposti a temperature che sono permanentemente sotto i 5°C; circa il 70% della superficie terrestre è coperta dagli oceani che hanno una temperatura costante di 4- 5°C sotto i 1000 m di profondità, senza tener conto della latitudine; le regioni polari occupano il 15%, e a loro bisogna aggiungere le regioni alpine ed i ghiacciai (FELLER & GERDAY, 2003). L’acqua è il solvente per la vita e deve essere presente affinché la vita esista. Quando solidifica, la normale chimica cellulare dev’essere sospesa e di fatto il punto di congelamento per la crescita è il limite più basso (ROBERTS, 1999). Nonostante questo gli psicrofili o criofili sono, secondo la definizione di MORITA (1975), gli organismi in grado di crescere e riprodursi a basse temperature con un optimum di crescita alla temperatura di ca. 15°C, un massimo a ca. 20°C ed un minimo a 0°C o più basso. Sebbene questa definizione può risultare ambigua in quanto i limiti della temperatura sono stati selezionati arbitrariamente e non corrispondono a nessuna chiara separazione tra processi biologici e condizioni ambientali e non può essere applicata a tutti gli eucarioti (il cui limite superiore per la psicrofilia viene mantenuto a 25°C) di fatto viene frequentemente usata in letteratura. Oltre a ciò i microrganismi si comportano come unità termodinamiche, capaci, in altre parole, aumentando la temperatura di coltura, di aumentare le proprie velocità di reazione e quella di crescita.

Molti psicrofili sono batteri, archaea, lieviti, funghi e microalghe presenti nei suoli, nelle acque fredde e nel ghiaccio marino, anche se frequentemente non sono adattati soltanto a basse temperature ma anche ad altre limitazioni ambientali (p.e. baropsicrofili, alo-psicrofili, troglo-psicrofili, etc) (SECKBACH, 1999; FELLER & GERDAY, 2003). Molti si trovano in Antartide (FRIEDMANN, 1993; ONOFRI, 1999), anche se i più grandi serbatoi sono costituiti dalle acque e dai sedimenti dei profondi oceani poichè le masse d’acqua oceaniche sono uniformemente fredde sotto il termoclino, vale a dire il sottile strato d’acqua che, come un mantello, divide la massa d’acqua sovrastante (più calda) da quella sottostante (più fredda) (HERBERT, 1986). Molti adattamenti cellulari alle basse temperature ed i sottostanti meccanismi molecolari non sono completamente conosciuti e sono ancora studiati, come la regolazione dei lipidi della membrana plasmatica (composizione degli acidi grassi dei fosfolipidi e biosintesi degli steroli), il mantenimento della sintesi delle proteine, la produzione di proteine anti-freeze ed i meccanismi di tolleranza o di avoidance del gelo (FELLER & GERDAY, 2003). Nei funghi adattamenti alla disidratazione e allo stress osmotico indotti dalle basse temperature risultano spesso dalla sintesi e dall’accumulo intracellulare (osmoregolazione) di uno o più specifici soluti chiamati soluti compatibili od osmoliti (BLOMBERG & ADLER, 1992). Si tratta di composti dal basso peso molecolare, i polioli (alcoli poliidrici o polidrossilici), come il glicerolo, il mannitolo, l’arabitolo ed alcuni zuccheri derivati, come il trealosio (BROWN, 1978), che operano a basso potenziale osmotico, senza che venga richiesta alla cellula alcuna modifica strutturale o enzimatica sensibile, e che, anche ad alte concentrazioni, non interferiscono né con il metabolismo intracellulare né con l’attività enzimatica. I polioli ricoprono diversi ruoli nell’osmoregolazione dei funghi, operando come crioprotettori, in grado cioè di abbassare il punto di congelamento del fluido intracellulare (NASH, 1966), osmoregolatori (LEWIS & SMITH, 1967), nella regolazione coenzimatica, come riserve di carboidrati e composti traslocatori (JENNINGS, 1984) Oltre a ciò alcuni funghi antartici sono in grado di produrre esopolisaccaridi in risposta a condizioni di congelamento e scongelamento proteggendo, probabilmente, le cellule dal cambiamento della permeabilità agli ioni Na+ e K+ ed agendo, sulla viscosità della soluzione extracellulare evitando l’eccesso di stress (SELBMANN et al., 2002; 2005). In contrasto con gli psicrofili, i termofili si sviluppano ad inusuali alte temperature. Questi organismi si sviluppano in ambienti caratterizzati dalle alte temperature (acque calde, suolo soggetto ad alto irraggiamento solare e aree geotermali) crescendo più velocemente sopra i 40°C (STETTER, 1999), ad una temperatura ottimale tra 60°C ed 80°C, e sono ampiamente distribuiti tra i batteri nei generi Bacillus, Clostridium, Termoanaerobacter, Thermus, Fervidobacter, Thermotoga e Aquifex. Gli ipertermofili sono generalmente posizionati negli Archaea e sono ipoteticamente considerati, sulla base di indagini filogenetiche, l’ultimo comun ancestore “amante del calore” di tutti gli esseri viventi e anche l’origine della vita ad alte temperature (NICOLAUS et al., 2004). I batteri e gli archaea ipertermofili crescono velocemente a temperature ottimali tra gli 80 ed i 106°C, intervallo al quale già alcune piccole molecole si decompongono rapidamente. Come conseguenza, i componenti cellulari come le proteine, gli acidi nucleici e le membrane devono essere stabili e funzionare al meglio a temperature intorno ai 100°C, il punto di ebollizione dell’acqua. Generalmente gli ipertermofili sono adattati non soltanto alle alte temperature ma anche ad altri distinti fattori ambientali che includono la composizione dei gas e dei minerali, il pH, il potenziale redox e la salinità. Molti di loro esibiscono una modalità di nutrizione chemolitoautotrofica: le reazioni inorganiche redox servono come fonte di energia (chemolitotrofico) e la CO2 è la sola fonte di carbonio richiesta per la costruzione del materiale organico cellulare (autotrofico). Perciò questi organismi fissano la CO2 con la chemosintesi e vengono chiamati chemolitoautotrofi (STETTER, 1999). La più alta temperatura di crescita osservata ad oggi è stata di 113°C per l’archaea chemolitoautotrofico archaea Pyrolobus fumarii (BLÖCHL et al., 1997) la cui temperatura di crescita rappresenta perciò il limite superiore della temperatura per la vita. Per le specie dei generi Methanopyrus, Pyrodictium e Pyrolobus, le temperature uguali o inferiori agli 80°C risultano ancora troppo basse per sostenerne la crescita (STETTER, 1988). Tra li eucarioti il più studiato è probabilmente il fototrofo acidofilo Cyanidium caldarium (SECKBACH, 1994), la cui temperatura di crescita ottimale è di 45° C con un maximum a 57°C (BROCK, 1978). Gli organismi in grado di crescere alle temperature intermedie, invece, né troppo calde né troppo fredde, tra i 25 e 40°C, sono chiamati mesofili.

L’ARIDITÀ: I MICRORGANISMI ALOFILI E ALOTOLLERANTI, XEROFILI E XEROTOLLERANTI Molti ambienti terrestri, seppur in modo differente (deserti caldi e freddi ed ambienti ipersalini), presentano situazioni di scarsa disponibilità di acqua allo stato liquido, necessaria al metabolismo cellulare. Un modo largamente adottato per definirla è l’impiego del termine attività dell’acqua o aw (water activity), che rappresenta semplicemente il contenuto effettivo di acqua espresso come frazione molare (l’acqua pura ha un valore di aw pari a 1, mentre il valore per tutte le altre soluzioni è sempre minore a 1) (GRANT, 2004). Gli organismi capaci di crescere tollerando condizioni di aridità vengono indicati come xerotolleranti e qualora prediligano condizioni di aridità, come xerofili (aw ≤ 0,85). Tra questi gli alofili e gli alotolleranti sono gli organismi capaci di svilupparsi in ambienti con bassa disponibilità d’acqua, legata alla presenza di sali. Gli alofili (dal greco halos che significa sale) sono definiti come quegli organismi che richiedono una quantità maggiore a 2,5 M di NaCl per una crescita ottimale.

Esistono tre gruppi di organismi procarioti alofili identificati: gli archaea aerobici alofili, gli archaea anaerobici metanogenici alofili e i batteri alofili (MADERN et al., 2000). Del primo gruppo il più studiato è Halobacterium, che può mantenere la concentrazione di KCl nel citoplasma cellulare vicino alla saturazione (MADERN et al., 2000) e la stabilità strutturale della cellula a concentrazioni fino a 1 M di Cl− (WELSH, 2000). L’archaea alofilo Haloarcula marismortui è stato isolato dal Mar Morto, il corpo d’acqua più salato della Terra. Molti alobatteri sono aerobici, vivono sugli strati della superficie delle salamoie e hanno un colore rosso/arancio dovuto rispettivamente alla presenza di carotenoidi o strutture di membrana contenenti batteriorodopsine (JOO & KIM, 2005). Dal momento che la solubilità di O2 in queste condizioni risulta bassa, gli alobatteri come quelli acquatici, hanno sviluppato delle vescicole di gas che sono legate alle proteine che permettono loro di galleggiare sullo strato della superficie ipersalata dove la concentrazione di O2 è più alta e la fototrofia mediata dalla batteriorodopsina è possibile. Generalmente gli alofili possono vivere negli habitat ipersalini essendo in grado di mantenere il bilancio osmotico, accumulando ad esempio sali, come sodio o potassio (NaCl o KCl), fino a concentrazioni che sono isotoniche con l’ambiente. Per quanto concerne l’attività enzimatica gli enzimi si sono adattati acquisendo un numero relativamente maggiore di cariche negative sulla superficie dei propri residui aminoacidici per prevenirne la precipitazione (VAN DEN BURG, 2003). Anche l’esistenza e la distribuzione di organismi eucariotici alofili ed alotolleranti è ben documentata (SECKBACH, 1999; GUNDE-CIMERMAN et al., 2005a). Alcune specie fungine xerofile ed alofile antartiche e non antartiche (URZI` & REALINI, 1998; SELBMANN et al., 2005), appartenenti ai funghi neri meristematici, isolate da rocce e da ambienti ipersalini (GUNDE-CIMERMAN et al., 2005a), si proteggono dai fenomeni legati all’aridità producendo polisaccaridi extracellulari (SELBMANN et al., 2002, 2005) ed osmoregolatori intracellulari dal basso peso molecolare che sono accumulati ad alte concentrazioni senza interferire con la normale attività enzimatica ed il metabolismo cellulare. Si tratta di soluti compatibili appartenenti a diverse classi di composti quali: melanina (BELL & WHEELER, 1986; BUTLER & DAY, 1998; KOGEJ et al., 2004), micosporine (VOLKMANN et al., 2003, KOGEJ et al., 2006), polioli (glicerolo, arabitolo e mannitolo), e zuccheri o derivati degli zuccheri (trealosio) (GRANT, 2004).

GLI EFFETTI DEL PH: I MICRORGANISMI ACIDOFILI, ALCALOFILI E TOLLERANTI Molti microrganismi hanno un optimum di pH ben definito per la crescita, capaci anche di far fronte ad oscillazioni di una unità inferiore o superiore al loro optimum. I microrganismi acidofili ed alcalofili mostrano una crescita ottimale rispettivamente a pH inferiore a 2-3 e maggiore di 9-10 (HORIKOSHI, 1998; MADIGAN et al., 2003). I batteri alcalofili, ampiamente distribuiti in natura ed isolati dal suolo, escrementi e sedimenti delle profondità marine, non crescono o lo fanno molto lentamente a valori neutri di pH o inferiori a 6,5 (HORIKOSHI, 1998). Gli archaea acidofili Acidianus infernus, Thermoplasma vulcanium e Metallosphaera sedula, isolati dalle isole Eolie e da Napoli, mostrano una crescita ottimale a pH 2, mentre i microrganismi acidofili maggiormente documentati sono Picrophilus oshimae e P. torridus, che mostrano un optimum di crescita a pH 0,7. Determinante per l’acidofilia è la stabilità della membrana cellulare; il fatto che le cellule degli acidofili possano lisarsi quando vengono sospesi in un terreno di coltura a pH neutro suggerisce che la concentrazione di H+ rappresenta la chiave per il mantenimento dell’integrità di membrana. Gli alcalofili, isolati da laghi di carbonato di sodio (soda), sorgenti ricche di carbonato e suoli alcalini, richiedono invece meccanismi che garantiscono che i valori di pH citoplasmatico vengano mantenuti almeno 2 valori sotto il valore di pH dell’ ambiente circostante (ca. pH 10). Per questo sembrano utilizzare una pompa Na+, anzichè protonica, compatibile con l’alta concentrazione di OH- presenti, per il mantenimento dell’integrità di membrana (PAKCHUNG et al., 2006). Dal momento che il valore di pH del citoplasma sia per gli acidofili che per gli alcalofili risulta vicino alla neutralità, gli enzimi intracellulari di questi estremofili non hanno bisogno di adattarsi al rispettivo pH estremo (VAN DEN BURG, 2003).

LE CONDIZIONI SPAZIALI Il nostro Sistema Solare ha nove pianeti e più di 60 satelliti. Ad oggi di tutti questi mondi soltanto la Terra ospita la vita. Per questo motivo la ricerca della vita extraterrestre si basa su ciò che si conosce della vita terrestre. Come si è detto, grazie all’avanzamento della tecnologia, nell’ultimo decennio sulla Terra sono stati scoperti organismi, gli estremofili, che vivono in condizioni considerate estreme e inadatte alla vita, limite per quanto riguarda i processi chimici vitali. Se gli organismi terrestri possono prosperare in questi ambienti, è ragionevole aspettarsi che condizioni simili su un altro pianeta possano ospitare la vita.

Mentre la biologia classica ha concentrato le sue ricerche sugli unici esempi di “vita” finora conosciuti, l’astrobiologia estende i limiti delle indagini biologiche oltre la Terra, ad altri pianeti, alle comete, ai meteoriti e allo spazio in genere (HORNECK, 1995). L’oggetto di primaria importanza della ricerca esobiologica è conseguire una migliore conoscenza dei principi che portano alla comparsa della vita dalla materia inanimata, la sua evoluzione e la sua distribuzione sulla Terra e attraverso l’Universo (KLEIN, 1986). Nello spazio le condizioni spaziali (vuoto, basse temperature, radiazione UV, radiazione ionizzante e microgravità), dal punto di vista di ogni organismo adattato alle condizioni terrestri, sono estreme e l’ambiente nell’orbita terrestre è caratterizzato da valori alti di vuoto, un’intensa radiazione ed estreme temperature. Nello spazio interplantario, infatti, dominano pressioni sotto i valori di 10-14 Pa e da 10-4 a 10-6 Pa quelle nell’orbita terrestre; i maggiori costituenti di quest’ambiente sono sia l’ossigeno e l’azoto molecolare che gli atomi altamente reattivi dell’ossigeno e dell’azoto. L’ambiente radiativo del nostro Sistema Solare è governato da componenti di origine galattica e solare. La radiazione cosmica galattica è composta da protoni (85%), elettroni, particelle α (14%) e le cosiddette particelle HZE (1%), definite come ioni positivi ad alta energia di raggi cosmici; la radiazione solare emessa dai venti solari, durante le tempeste solari, è invece composta dal 90 al 95% di protoni, dal 5 al 10% di particelle α e da un numero relativamente piccolo di ioni pesanti. Nelle vicinanze della Terra i protoni e gli elettroni sono intrappolati dal campo geomagnetico e lo spettro della radiazione elettromagnetica si estende sopra diversi ordini di magnitudine, dai raggi X alla corta lunghezza d’onda delle radio frequenze; alla distanza della Terra dal Sole (1 unità astronomica), l’irradianza solare equivale a 1.360 W/m2, di cui il 45% attribuibile all’infrarosso, 48% al visibile e soltanto il 7% all’intervallo UV (NICHOLSON, 2000).

La temperatura di un corpo nello spazio, che è determinata dall’assorbimento e dall’emissione di energia, invece, dipende dalla sua posizione rispetto al sole, agli altri corpi orbitanti, alla sua superficie, alle sue dimensioni, alla sua massa e all’albedo (riflessione). Nell’orbita terrestre, la fonte di energia comprende la radiazione solare (1.360 W/m2), l’albedo terrestre (480 W/m2) e la radiazione terrestre (230 W/m2). Periodicamente, un oggetto in orbita può essere riparato dalla luce del Sole quando passa dal lato “notturno” della Terra. Perciò, nell’orbita terrestre, la temperatura di un corpo può raggiungere sia valori estremamemete alti che estremamente bassi di temperatura (NICHOLSON, 2000). Lo spettro solare extraterrestre si estende fino alle basse lunghezze d’onda dell’UV-C (190-280 nm) e del vuoto (<190 nm). Sperimentalmente si può perciò presumere che, tra i parametri dello spazio cosmico, proprio la radiazione solare ultravioletta sia il fattore più deleterio, causa della morte di organismi terrestri altamente resistenti come le spore batteriche (RETTBERG, 2005), e che l’azione simultanea della radiazione ricca di energia con il vuoto ne incremeti anche la reattività (HORNECK et al., 2001b). I recenti sviluppi nelle tecnologie spaziali permettono oggi lo studio degli adattamenti e della sopravvivenza degli organismi terrestri a nuove categorie di condizioni estreme nello spazio (vuoto e microgravità), che includono la Stazione Spaziale Internazionale (ISS), i voli spaziali ed i laboratori di simulazione d’impatto e di condizioni spaziali. Nonostante questo, in molti esperimenti effettuati nello spazio, a breve termine, è stata dimostrata l’abilità di virus, spore batteriche (come Bacillus subtilis) e fungine, archaea e cianobatteri (HORNECK, 1993; MANCINELLI et al., 1998; HORNECK, 2001b) e di altri organismi come i licheni (ESA, 2005) di sopravvivere ad alte dosi di UV extraterrestre solare o in combinazione con altri parametri spaziali, come il vuoto. Questa espansione delle attività umana verso lo spazio aumenta l’importanza della microbiologia nello sviluppo, ad esempio, di sistemi di supporto vitali per le future stazioni planetarie e nella protezione e nello sviluppo di strategie adatte a prevenire, trovare e registrare inquinamenti terrestri di ambienti extraterrestri (JAVAUX , 2006). Conoscere la biologia degli estremofili ed i loro rapporti con l’ambiente permette di investigare sui limiti della vita sulla Terra e di ipotizzare sia sulle condizioni richieste per l’origine e la primordiale diversificazione della vita sulla Terra sia sulla possibilità di panspermia (HORNECK et al., 2001a; HORNECK et al., 2001b), ovverosia di un trasferimento ipotetico interplanetario biologico, sia sugli habitat potenziali della vita passata e presente oltre la Terra, nel Sistema solare (Marte e Europa, la luna di Giove) o anche nel sistema esoplanetario (JAVAUX , 2006). Di fatto, gli ambienti dove i ricercatori cercano eventuali forme di vita, passata o presente, nel Sistema Solare sono ambienti freddi (p.e. i poli terrestri), o soggetti a intensa radiazione solare (p.e. la superficie di Marte), o dove sono presenti soluzioni ad elevata salinità (p.e. gli oceani di Europa), in sostanza quegli ambienti estremi dove gli estremofili potrebbero vivere e svilupparsi (HORNECK, 2000). Le comunità criptoendolitiche ed i funghi neri meristematici criptoendolitici antartici che colonizzano ambienti le cui condizioni sono così vicine a quelle marziane (MCKAY, 1993; ONOFRI et al., 2004) ne sono un esempio (ONOFRI et al., 2007b; Esperimento LIFE).

L’Antartide, così lontana dalle altre terre emerse, che ha raggiunto la posizione polare attuale dopo un lungo viaggio, cominciato da altre latitudini (fig. 1.2), è il continente degli estremi: sono condizioni estreme la sua inaccessibilità, il freddo, le tormente insostenibili, l’altitudine media della superficie, l’aridità dell’atmosfera, il rivestimento di ghiaccio, e le manifestazioni elettromagnetiche della ionosfera.  La vita, insediata fra i ghiacci e le rocce, ha realizzato caratteristiche strategie di adattamento al freddo e al buio, e quella che popola i mari si è organizzata in un ecosistema efficiente e singolarmente specializzato.

L’ambiente polare è estraneo ed inusuale. Il paesaggio antartico è comunemente percepito come remoto, distaccato e singolare non soltanto per gli evidenti elementi fisici e geografici (il gelo, il candore, le tempeste, la fauna e la flora uniche, l’isolamento geografico, il deserto, le luci crepuscolari, le aurore australi, la notte polare) ma soprattutto per la percezione di estraneità spaziale e temporale dei suoi paesaggi glaciali, marini e celesti. L’infinita distesa di neve e di ghiaccio appare a molti come la sabbia dei deserti; il paesaggio antartico, con le sue grandi distanze di superfici uniformi, anche se inconsuete, non ha paragoni sulla terra.

Lo spazio dell’interno antartico appare, oltre che discontinuo, non quantificabile: milioni di chilometri quadrati della calotta di ghiaccio non si distinguono fra loro né per regioni, né per raggruppamenti collettivi, e non solo all’immaginazione, ma neppure all’esperienza. È estremamente laborioso visualizzare mentalmente un chilometro cubo; ancora più difficile immaginare 30 milioni di chilometri cubi di ghiaccio della calotta (MANZONI, 2001).

La posizione dell’Antartide “in fondo al mondo”  e la distribuzione
dell’illuminazione solare in due periodi di luce e di buio alternati nell’arco dell’anno
sono gli elementi determinanti del suo paesaggio e del suo clima polare.

La causa dell’illuminazione solare è astronomica dal momento che l’asse intorno al quale la Terra ruota è inclinato di 23°27’ rispetto al piano dell’eclittica, l’orbita che la Terra percorre intorno al Sole, perciò la calotta polare antartica è rivolta verso il Sole durante la primavera e l’estate australi (21 settembre – 23 marzo), e verso lo spazio esterno durante l’autunno e l’inverno. A sud del circolo polare antartico il giorno e la notte durano più di 24 ore. Lungo l’anno si alternano così due periodi di illuminazione, uno prevalentemente diurno ed uno prevalentemente notturno. In primavera ed in estate, procedendo con la stagione e con la latitudine verso il polo, i giorni si allungano fino a durare settimane o mesi, mentre le notti diventano sempre più brevi. In autunno ed in inverno le notti diventano progressivamente più lunghe ed i giorni più brevi; alla latitudine 90° S, in altre parole al polo sud, ci sono una sola alba ed un solo tramonto l’anno, e sei mesi di notte continua si alternano a sei mesi di giorno continuo. Il polo sud si trova al centro dell’Antartide ovverosia dove l’asse di rotazione terrestre interseca la superficie del ghiaccio, a 6357 km a sud dal centro della Terra. La regione antartica è più ampia della calotta polare. È uno spazio geografico di circa 40 milioni di km2, centrato al polo sud, formato da un continente, l’Antartide, e da un vasto oceano anulare che lo circonda, l’oceano Australe, punteggiato da rare e remote isole. Il confine della regione antartica si trova nell’oceano. Conosciuto come fronte polare o convergenza antartica è una transizione fra masse d’acqua distinte, che separa le acque superficiali fredde dell’Oceano Australe con quelle degli altri oceani.

L’Antartide (fig. 1.5), quasi completamente situata oltre il 60° parallelo, è il più isolato dei continenti tanto che le sue coste si trovano a 950 km dal Sudamerica, 2300 km dalla Tasmania, 2200 km dalla Nuova Zelanda e 3600 km dall’Africa. La superficie del continente è di 13,9 milioni di km2, circa una volta e mezzo quella dell’Europa.

La calotta glaciale è una solida e spessa coltre di ghiacci permanenti che occupa quasi tutto il continente estendendosi nei mari marginali per 1,5 milioni di km2. Il contorno dell’Antartide è subcircolare malgrado la forma sia resa meno circolare dalla proiezione verso nord della Penisola Antartica e dalle due grandi rientranze formate dai mari di Weddell, dal settore atlantico, e di Ross, da quello pacifico. Queste ultime delimitano un largo corridoio transantartico da cui si innalza il sistema montuoso della catena Transantartica (4000 km di estensione con cime di 4500 m). Sia l’alta catena che le due depressioni che la affiancano dividono l’Antartide in due subcontinenti: l’Antartide Orientale, che occupa l’emisfero orientale rispetto al meridiano di Greenwich ed è la massa principale con oltre 10 milioni di km2 di superficie pari a tre volte l’Antartide Occidentale e il cui interno è un’alta e ininterrotta distesa di altipiani glaciali, e, nell’emisfero occidentale, l’Antartide Occidentale. Quest’ultima, sotto il ghiaccio che la copre, è in realtà un complesso arcipelago che raggruppa almeno quattro maggiori frammenti di crosta terrestre continentale spezzata e deformata, di diversa età e costituzione. Il polo sud, a 2835 m di altitudine sulla calotta glaciale, è centrale rispetto alla figura complessiva dell’Antartide ma il punto più interno e più lontano dalle coste è il punto di inaccessibilità, al centro dell’Antartide Orientale.

L’Antartide è coperta da un immenso ghiacciaio, la calotta glaciale (fig. 1.7), il più vasto altipiano della Terra con uno spessore medio di 2200 m che occupa il 98% della superficie dell’Antartide; una distesa di neve e ghiaccio molto elevata sul livello del mare, che rende l’Antartide il più alto dei continenti. La superficie rocciosa di base rimane nascosta sotto il ghiaccio profondo e forma una topografia sepolta che comprende alte montagne e vasti bacini depressi. La calotta riempie tutti i bacini e le depressioni dell’interno del continente, e solo alla periferia ne emergono, come isole dal mare, i nunatak, le cime e le creste più alte.

L’interno dell’Antartide è uno sterminato altipiano di neve e ghiaccio, ininterrotto per migliaia di chilometri; un paesaggio piatto e uniforme all’occhio umano, non allenato a distinguere le strutture e le morfologie sottilmente accennate dai cambi di tonalità della superficie bianca. Vari parti della calotta oltrepassano le coste e vanno a coprire i mari periferici e interni galleggiandovi sopra per decine di km, fino a 150 km dalla costa: le piattaforme glaciali fluttuanti. Le piattaforme maggiori occupano i mari interni; diverse altre invadono le baie e bordano le coste.

La Catena Transantartica è la struttura montuosa più imponente, che attraversa il continente lungo il margine dell’Antartide Orientale di fianco alle depressioni dei Weddell e di Ross: come una diga di roccia sbarra il deflusso del ghiaccio della calotta orientale verso i mari interni. Vicino al polo si immerge sotto il ghiaccio, ma ne emergono isolati i monte Thiel e poche altre cime sparse. Nella Terra Vittoria le cime della catena si profilano alte sul mare di Ross in una successione di massicci allineati. La Penisola Antartica è tutta una dorsale montuosa di catene di varia altezza, dai 2000 ai 4000 m, intervallate da profonde depressioni colmate dalla calotta glaciale occidentale. I rilievi della Penisola costituiscono il prolungamento geologico della catena delle Ande, alla quale si raccordano in mare attraverso il doppio arco delle isole Orcadi Australi e Sandwich Australi. I territori liberi dai ghiacci sono le eccezioni del paesaggio antartico, poco più del 2% della superficie complessiva (330.000 km2); sono liberi dai ghiacci molti tratti costieri dell’estrema Penisola, che è stretta, ha scarso spazio per l’insediamento glaciale, e si proietta verso nord dove il clima è meno rigido. Nel continente orientale rimane però scoperto meno dell’1% del territorio. Nelle aree deglaciate il paesaggio è fatto di nude rocce modellate dal ghiaccio o di terreni detritici in cui si sviluppano embrionali strutture periglaciali. Talvolta ruscelli effimeri finiscono in modeste pozze ghiacciate. I suoli non sono evoluti; ospitano una primitiva vegetazione che solo nell’estremità della Penisola comprende due specie di piante superiori, Colobanthus quitensis (Kunth) Bartl. (Caryophillaceae) e Deschampsia antarctica Desv. (Poaceae) (ONOFRI, 1999). L’ecosistema terrestre culmina con piccoli insetti: il predatore più grande di questo continente pesa meno di un grammo. Questi territori liberi dai ghiacci che si estendono per più di qualche decina di chilometri quadrati sono chiamati, malgrado il clima e non senza qualche ragione oasi, o quando si trovano fra le montagne, valli secche; le loro rocce assorbono stagionalmente un po’ di calore solare ed il loro paesaggio è quello dei deserti rocciosi, i più freddi della Terra.

IL CLIMA L’Antartide ha le condizioni climatiche tra le più inospitali del pianeta, che lo rendono l’ambiente più estremo tra quelli conosciuti. La causa del grande freddo, caratteristico delle regioni polari, è intimamente connessa alla sua posizione geografica; la regione antartica, riceve soltanto una piccola quantità di radiazione solare diretta, a causa della forte inclinazione rispetto alla verticale con cui tale radiazione colpisce la terra alle latitudini polari. La parte inferiore dell’atmosfera, la troposfera, infatti, è esposta alla radiazione solare nel periodo semiannuo di luce, quando la radiazione la raggiunge con bassa angolazione. Per l’altra metà dell’anno prevale l’oscurità; perciò la radiazione solare integrale che raggiunge l’Antartide è inferiore, a parità di superficie, rispetto a quella delle medie e basse latitudini. Durante il giorno polare (estate) la radiazione incidente sulla calotta di ghiaccio antartica è altissima, con una potenza superiore a 4200 MJ/m2, il valore più alto del globo; in un solo giorno di sole a dicembre la radiazione raggiunge 35-40 MJ/m2 sugli altipiani interni e 25-30 MJ/m2 sulle coste. Nella notte polare (inverno) la radiazione incidente è quasi nulla raggiungendo appena 20 MJ/m2 in tutti e cinque i mesi che la costituiscono. Dell’energia incidente che raggiunge la superficie antartica, circa ¼ viene assorbito e ¾ vengono riflessi indietro nello spazio dai ghiacci, dalle nubi e dalle nevi che, come tutte le superfici, perdono calore, non compensato dalla radiazione solare, emettendo verso l’atmosfera radiazione infrarossa (raffreddamento radiativo). La regione polare si comporta, così, sostanzialmente come uno specchio vasto 20 milioni di km2, con un albedo (effetto riflettente) del valore medio annuale di 75 (una riflessione totale del 100% della luce incidente corrisponde ad un albedo pari a 100, l’assorbimento totale (0%) ad un albedo 0) contro un valore pari a 70 dell’Artico e 22 per la fascia equatoriale (MANZONI, 2001).

La parte più calda del continente è la Penisola Antartica e le isole adiacenti, in cui la temperatura media annua può essere solo di poco più bassa di -5°C. Più a sud e intorno la costa Antartica, le temperature medie annue variano fra circa -10 e -20°C, ma già a breve distanza dalla costa, esse scendono rapidamente intorno a -40°C. Le temperature medie mensili presenti sullo sconfinato altipiano di ghiaccio (Plateau) si stabilizzano, fra aprile e settembre, attorno a -70°C e, fra dicembre e febbraio, attorno ai -30°C; al polo sud, a 2800 m d’altitudine, la temperatura media estiva è di -25°C, quella massima mai misurata -14°C mentre oscilla attorno a 0°C per le regioni costiere. La minima temperatura rilevata è stata di -89,2°C nella stazione russa Vostok nel 1983, a 3500 m slm, al centro della calotta glaciale orientale (ØVSTEDAL & LEWIS SMITH, 2001; www.mna.it). Per brevi periodi le temperature possono salire ben al di sopra delle medie mensili, specialmente nelle stazioni di rilevamento costiere. Ciò che rende l’Antartide il più freddo dei continenti, però, non risiede soltanto nell’incidenza della radiazione solare. Sull’oceano Australe le temperature hanno distribuzione geografica a fasce concentriche in progressiva diminuzione verso sud; la presenza della banchisa in Antartide (in inverno 17-20 milioni di km2 sui 14 milioni di km2 del continente stesso), che isola l’atmosfera fredda dall’oceano più tiepido, rende le temperature più basse di 8-15°C rispetto a quelle sul mare aperto a pari latitudine. In questo modo la regione antartica risulta più fredda di quella artica, che con una minore copertura stagionale dei ghiacci marini, una calotta glaciale meno estesa e decentrata e una differente distribuzione delle terre emerse, presenta temperature annue superiori a quelle antartiche anche di 10-15°C. La situazione è aggravata anche dalle veloci e costanti correnti atmosferiche e oceaniche della fascia subantartica, che ostacolano il trasferimento di calore dalle regioni tropicali. Un’altra delle cause che contribuisce a mantenere freddo il continente è l’elevazione sul livello del mare: il raffreddamento dovuto all’altitudine è di ca. 1°C ogni 100-150 m di dislivello. Come precedentemente detto i ghiacci rinviano nello spazio gran parte della radiazione incidente e una persistente condizione di alta pressione isola le masse d’aria fredda antartica rispetto a quelle delle latitudini meno fredde; ciò sta a significare che, in Antartide, lo strato d’aria radente al suolo risulta più freddo determinando un fenomeno chiamato inversione termica. Così, sugli altipiani antartici le temperature, anziché diminuire, aumentano con l’altitudine, a volte gradualmente, altre rapidamente mentre il sottosuolo roccioso risulta perennemente gelato per molte centinaia di metri di profondità (permafrost) (MANZONI, 2001). Differente e particolare la condizione climatica delle poche aree libere dai ghiacci, quali le oasi delle aree costiere e della Penisola Antartica e le valli del deserto di Ross: in questi luoghi le rocce assorbono il calore solare delle brevi estati cedendolo lentamente all’aria permettendo l’istaurarsi, su pochi cm di altezza dal suolo, di microclimi locali meno freddi, con temperature superiori di 10-15°C a quelle circostanti (FRIEDMANN, 1982; NIENOW & FRIEDMANN, 1993). Sono da citare, a completamento delle condizioni del clima presente in Antartide, i venti e le precipitazioni. Come si è detto nell’altipiano interno lo strato d’aria più basso, a contatto con la superficie di ghiaccio, è il più freddo e il più denso. I venti d’inversione, generati dalle differenze di densità dell’aria, caratteristici e persistenti sulla calotta antartica, soffiando radenti al suolo con grande costanza di direzione, dirigono lo strato radialmente verso la periferia. Raggiunti i versanti della periferia del continente questi venti accelerano sotto la spinta della gravità diventando venti catabatici.

Tipicamente incostanti, questi venti spirano incessantemente quando i bacini di raccolta sugli altipiani glaciali interni sono abbastanza vasti da raffreddare con continuità grandi masse d’aria sviluppando tempeste di neve improvvise capaci di durare molti giorni chiamate blizzard. La violenza di raffiche di 200-250 km/h, sulle coste dell’Antartide Orientale, è frequente. I venti catabatici, freddissimi e secchi, solitamente non trovano ostacoli sulla calotta glaciale né, sono frenati dall’attrito delle onde, come avviene sul mare; allora si incanalano nelle valli e spingono lontano, dai tratti di mare in cui sboccano, la banchisa. Tutte le precipitazioni atmosferiche, intense nel circuito oceanico, sono nevose ma scarse. Tendono ad accumularsi e compattarsi, trasformandosi in ghiaccio e alimentando gli imponenti ghiacciai che scivolano verso la costa erodendo roccia e strati di ghiaccio più antico e proseguono anche per lunghi tratti nell’acqua; la media annua è equivalente a ca. 130 mm d’acqua sul continente. L’umidità è sempre molto bassa a causa delle basse temperature; ciò determina una bassa quantità di vapore atmosferico nell’interno antartico che assorbe pochissima radiazione contribuendo così ulteriormente al raffreddamento dell’aria. Il clima continentale dell’Antartide ha le basse quantità di precipitazioni e di umidità tipiche dei deserti; paradossalmente, quindi, malgrado contenga la maggior parte delle riserve di acqua dolce globale (ca90%), mai disponibile in forma liquida, risulta il più grande deserto della Terra (MANZONI, 2001). L’estensione della regione antartica, caratterizzata dalla predominanza di elementi climatici dalle forti differenze geografiche, permette allora la distinzione di diverse zone bioclimatiche: • regione subantartica (incluse un gruppo di isole chiamate Georgia del Sud), caratterizzata da un clima oceanico con una temperatura media mensile superiore agli 0°C che raramente raggiunge i -2°C e precipitazioni fra i 1400 ed i 1800 mm annuali; • regioni dell’Antartide marittima del Nord (inclusi Bouvetøya, le Isole Sandwich meridionali, le Isole Orkney meridionali, le Isole Shetland meridionali e la costa occidentale della Penisola), dove il clima è freddo umido marittimo, la temperatura media mensile è sopra gli 0°C per 3-4 mesi durante l’estate e raggiunge i -10/-12°C durante l’inverno ed in cui le precipitazioni sono comprese fra i 350 ed i 500 mm annuali; • regioni dell’Antartide marittima del Sud (inclusa la costa occidentale della Penisola Antartica e le isole al largo), in cui il clima è freddo secco marittimo, la temperatura media mensile è sopra gli 0°C per 1-3 mesi durante l’estate e raggiunge i -15°C in inverno e le precipitazioni restano inferiori ai 350 mm annuali; • regioni costiere dell’Antartide continentale (inclusa la frangia costiera est ed ovest dell’Antartide meridionale al 70° parallelo e la costa est della Penisola Antartica meridionale al 64° parallelo), dove il clima è freddo arido, la temperatura media mensile si aggira intorno gli 0°C per 0-2 mesi in estate, da -5°C a -25°C durante l’inverno e le precipitazioni sono comprese fra i 100 ed i 150 mm annuali;

• Antartide continentale (comprese le zone montuose ed i ghiacciai dell’entroterra della costa intorno all’altopiano di ghiaccio, inclusi i nunataks dell’altopiano di ghiaccio e le Valli Secche), dove il clima è estremamente freddo e arido, e le temperature medie mensili mai superiori ai -5°C in estate e ai -30°C durante l’inverno, mentre le precipitazioni restano inferiori a 100 mm annuali; • altopiano di ghiaccio (la parte interna dell’Antartide continentale, generalmente sopra i 2000 m di altitudine), caratterizzato da clima estremamente continentale, temperature medie mensili mai superiori ai -15°C ed inferiori a -50°C in inverno e scarse precipitazioni (HOLDGATE, 1977; ØVSTEDAL & LEWIS SMITH, 2001).

LA BIODIVERSITÀ E LA SUA DISTRIBUZIONE La presenza di condizioni climatiche estreme (basse temperature, bassa umidità, scarsa disponibilità d’acqua e alternanza dei periodi di alta incidenza radiativa con lunghi periodi di oscurità, forti venti, eccezionale estensione della calotta glaciale e dei ghiacci marini) contribuisce a rendere il continente antartico non solo l’ambiente più rigido sulla Terra ma anche il più inospitale allo sviluppo di comunità biologiche (COWAN & TOW, 2004). Ciononostante flora e fauna hanno saputo conquistare questo ambiente così estremo, anche se in maniera meno vistosa e articolata rispetto agli altri continenti. I caratteri ambientali e climatici sono notevolmente diversi nelle varie zone geografiche, e le piccole comunità biologiche sono altrettanto varie. Ciò vuol dire che le isole subantartiche hanno flore e faune più evolute, nella zona climatica marittima, lungo le coste della parte terminale della Penisola e nelle zone circostanti, si hanno piccoli tratti di tundra, mentre nell’Antartide continentale sopravvivono piante e animali inferiori, licheni o piccoli invertebrati, e comunità microbiche (MANZONI, 2001). In netto contrasto con l’ambiente di deserto freddo, tipico della maggior parte delle aree deglaciate, in Antartide l‘ambiente marino costiero è caratterizzato da una notevole stabilità delle condizioni ambientali (temperatura e salinità) e dalla presenza di molti organismi. Nel corso di milioni di anni infatti, molte specie di alghe e di animali si sono adattate alle condizioni di temperatura dell’acqua (-1.87°C) ed all’alternanza tra il periodo invernale (caratterizzato dalla presenza del ghiaccio marino, scarsa disponibilità di luce e di cibo) e quello estivo (www.mna.it). Prima che la deriva dei continenti la posizionasse dove si trova ora, l’Antartide era una terra dal clima tropicale, con vegetazione rigogliosa, com’è testimoniato dai numerosi fossili di piante ed animali e dai giacimenti di carbone, petrolio e gas naturali. Oggi, le forme di vita animali si concentrano vicino al mare.

Nelle zone interne le condizioni sono molto ostili: la povertà del suolo e la scarsa disponibilità d’acqua allo stato liquido permettono la vita vegetale solo nei tratti costieri liberi dai ghiacci, così man mano che aumenta la latitudine e le condizioni climatiche diventano più avverse si assiste ad un declino della diversità delle specie osservabili; in alcune oasi nel mese di gennaio è possibile toccare punte di 15°C, contro i -18°C del polo. Nella vegetazione antartica prevalgono, così, quasi esclusivamente, muschi, licheni, epatiche e funghi. La zona subantartica, caratterizzata da un clima fresco oceanico favorevole, con temperature medie mensili sopra il punto di congelamento fino a 6 mesi durante l’anno, presenta una vegetazione dominata da piccole tundre di crittogame, a basse altitudini da piante vascolari, a formare praterie e, a maggiori altitudini, da briofite e licheni. Spettacolari associazioni di muschi e licheni multicolori, fogliosi e fruticosi appartenenti ai generi Himantormia, Umbilicaria ed Usnea, altri crostosi tra cui i generi Acarospora, Buellia, Caloplaca, Lecanora, Lecidea, Rizhoplaca, sono invece prevalenti nelle aree rocciose costiere della zona marittima dove il clima freddo marittimo, umido nel versante nord e secco in quello sud, raggiunge temperature medie mensili sopra gli 0°C per circa 3 mesi durante l‘anno.

In particolare sulle scogliere a strapiombo sul mare e nelle distese rocciose sono ospitate molte specie di licheni appartenenti a taxa nitrofili (Acarospora, Buellia, Caloplaca, Haemmatomma, Huea, Lecania, Physcia, Ramalina e Xanthoria e molti altri generi) a causa dell’influenza sul territorio che hanno gli aerosol nutrienti originati dalle colonie degli uccelli marini; comuni sono anche le epatiche. Le piante superiori sono presenti in Antartide con sole due specie Colobanthus quitensis (Kunth) Bartl. (Caryophillaceae) e Deschampsia antartica Desv. (Poaceae) (ONOFRI, 1999), la cui presenza è comunque confinata nell’Antartide marittima e nelle zone subantartiche.

Nell’Antartide continentale il numero delle specie si fa sempre più ristretto per via delle condizioni climatiche sempre più ostili (da -5°C a -50°C le temperature medie mensili lungo il gradiente che va dalle coste al Plateau di ghiaccio). In scala molto minore alcune specie di Candelaria, Candelariella, Physcia e Xanthoria, formano colonie coloratissime su cuscini di muschi morenti diventando, verso l’interno, insieme ai muschi, occasionalmente più discontinui finché, nella parte dell’altopiano di ghiaccio, soltanto i licheni crostosi tra cui Acarospora gwynnii Dodge & Rudolph, Aspicilia glacialis Dodge, Buellia grisea Dodge & Baker, Buellia pallida Dodge & Baker, Lecanora fuscobrunnea Dodge & Baker, Lecidea cancriformis Dodge & Baker (HALE, 1987; SEPPELT et al., 1995) sono appena visibili in nicchie protette lasciando il posto alla vita microbica (ØVSTEDAL & LEWIS SMITH, 2001).

Più che in qualunque altro continente in Antartide i microrganismi sono, negli ambienti terrestri, ecologicamente dominanti (FRIEDMANN, 1993); la colonizzazione dei microrganismi è concentrata prevalentemente nelle zone prive di ghiaccio e le rocce in tal senso costituiscono un substrato importante, anche se nel ghiaccio e lungo le rive dei laghi sono stati isolati alcuni cianobatteri ed alghe verdi insieme a lieviti, batteri, microfunghi, protozoi, rotiferi, tardigradi e nematodi (HOROWITZ et al., 1972; ABYZOV, 1993; COWAN & TOW, 2004). La colonizzazione del territorio antartico dipende dall’efficienza con la quale i microrganismi possono raggiungere il continente e quindi disperdersi ed adattarsi. Per far questo si possono avvalere di mezzi di dispersione per numero e variabilità più numerosi rispetto a quelli che hanno a disposizione gli organismi di maggiori dimensioni; la circolazione atmosferica, che opera attraverso gli scambi aerei legati al vento, quella oceanica, che dipende dalla corrente circumpolare e costiera antartica, gli animali, per la migrazione di uccelli, pesci e mammiferi marini, ed anche gli umani, la cui presenza sembra averne accelerato il tasso di trasferimento, ne sono alcuni esempi. Tali mezzi possono operare su lunghe distanze influenzando anche la ridistribuzione dei microrganismi all’interno dell’Antartide stessa.

Generalmente un propagulo microbico che arriva in un potenziale habitat, incontrando la forte pressione selettiva operata dall’ambiente antartico, può adottare tre differenti strategie di sopravvivenza: • crescita ottimale (specialisti) da parte dei microrganismi con un elevata fitness all’interno del range delle condizioni ambientali polari. Questo sistema prevede l’occupazione di ristrette nicchie procurando così loro un vantaggio competitivo rispetto ad altre specie colonizzanti (p.e. psicrofili); • crescita sub-ottimale e sopravvivenza (generalisti). Tale strategia riguarda microrganismi che crescono in condizioni sub-ottimali e che sopravvivono in quanto tolleranti le condizioni ambientali estreme; le loro condizioni ottimali di crescita si riscontrano, infatti, al di fuori dai range climatici antartici. A differenza dei precedenti, questi organismi sono così capaci di occupare ampie nicchie (p.e. psicrotolleranti); • tolleranza dei cambiamenti delle condizioni ambientali e relativa acclimatazione. Questa strategia consente ai microrganismi di affrontare brevi fluttuazioni delle condizioni ambientali con adattamenti temporanei (VINCENT, 2000). In ogni caso, per alcune comunità antartiche, le interazioni biologiche (come la competizione o la predazione), che solitamente selezionano organismi caratterizzati da crescita veloci, risultano meno importanti di quanto non siano la capacità di tollerare le severe condizioni fisiche e chimiche dell’Antartide (VINCENT, 2000). In generale, gli ambienti antartici variabili, come ad esempio i suoli dei deserti polari, gli habitat forniti dai muschi o gli stagni effimeri, sembrerebbero selezionare i microrganismi generalisti rispetto a quelli che si sono evoluti in Antartide, in risposta a condizioni ambientali specifiche; al contrario ambienti più stabili e perennemente freddi, come quello degli oceani meridionali, favorirebbero l’evoluzione di genotipi specialisti (VINCENT, 2000). Questo non è vero per quanto riguarda gli ambienti limite, come per esempio le rocce delle Valli Secche, dove riescono a vivere solo microrganismi altamente adattati (ONOFRI, com. pers.). La micoflora antartica è piuttosto diversificata all’interno delle differenti regioni climatiche del continente Antartico, contrariamente a quello che la conoscenza comune potrebbe suggerire. La colonizzazione microbica è legata alla produzione di propaguli vitali, in grado di diffondere, di avere a disposizione un micro-habitat, a sua volta dipendente dal substrato e dal clima per la disponibilità d’acqua, ed un tipo di crescita efficace (ONOFRI, 1999). La distribuzione fungina dipende prevalentemente dal substrato (roccia, suolo nelle sue diverse tipologie, ornitogenico, povero di nutrienti, associato a muschi e licheni, etc., e vegetazione, principalmente briofite e licheni) (ONOFRI, 1999) e dalle caratteristiche condizioni climatiche del continente; quindi decrementa con l’incremento di altitudine e di latitudine per l’aumentare delle avverse condizioni ambientali e per la distanza dalle sorgenti ricche di propaguli (ONOFRI et al., 2007a). Ciò può rendere difficile la distinzione tra specie fungine autoctone (indigene) e alloctone (importate) che riescono a vivere attivamente, definite complessivamente come micoflora espressa, e le specie alloctone non attive, ma presenti come micoflora potenziale (ELLIS-EVANS & WALTON, 1990; ONOFRI, 1999; ONOFRI et al., 2005; RUISI et al., 2007) tanto che i diversi studi, indirizzati a far luce sulla biodiversità microbica del continente, vengono condotti affiancando ai classici metodi tassonomici, che non sono spesso in grado di fornire informazioni accurate sulla divergenza genetica o sulla filogenesi e sulla biodiversità di questi organismi, quelli delle analisi molecolari (VINCENT, 2000). In effetti, sono state descritte molte nuove specie endemiche di batteri, micro-alghe, funghi e protozoi, anche se la maggior parte dei microrganismi isolati in Antartide sembrano in realtà cosmopoliti (VINCENT, 1988; MARSHALL, 1997). Nel corso degli anni è stato così possibile identificare una micoflora antartica che colonizza quasi tutti gli ambienti terrestri, composta principalmente da funghi  anamorfi (funghi filamentosi e lieviti di cui si ignora la forma sessuale), alcuni zigomiceti ed alcune specie di ascomiceti: sono stati riportate 1631 registrazioni fungine o pseudofungine, appartenenti a 155 generi, 251 specie e taxa intraspecifici. Rispetto ai veri funghi (99,4%), che includono i lieviti, soltanto una piccola percentuale (0,6%) è costituita da muffe acquatiche (Chromista) (ONOFRI et al., 2007a). Nell’ambito dei funghi filamentosi sono stati documentati i seguenti phyla: Chytridiomycota (11.1%) rappresentati dagli ordini Blastocladiales, Chytridiales e Spizellomycetales, Zygomycota (6,3%) rappresentati dagli ordini Entomophthorales, Mortierellales, e Mucorales, Ascomycota (14,9%) rappresentati dagli ordini Arthoniales, Dothideales, Mycosphaerellales, Pleosporales, Eurotiales, Onygenales, Lecanorales, Helotiales, Thelebolales, Pezizales, Hypocreales, Microascales, Sordariales e Xylariales, Basidiomycota (1,6%) e funghi anamorfici, cioè quelli di cui non si conosce la riproduzione sessuale, che ammontano al 66,1% (ONOFRI et al., 2007a). Sebbene nell’intero continente siano presenti sia funghi capaci di crescere a basse temperature che a temperature maggiori di 35°C, molti di essi risultano essere psicrofili e, più spesso, mesofili psicrotolleranti. Gli psicrofili capaci di crescere intorno agli 0°C, con un optimum di temperatura intorno a 15°C ed un maximum inferiore od uguale a 20°C (VISHNIAC, 2006; ROBINSON, 2001), ed i mesofili psicrotolleranti capaci di crescere ad un più ampio range di temperatura (da 0°C a 35°C) (KERRY, 1990; ZUCCONI et al., 1996; AZMI & SEPPELT, 1997; ROBINSON, 2001), indici, rispettivamente, di un adattamento a condizioni ambientali che si presentano stabilmente fredde e a condizioni instabili di forti fluttuazioni termiche (ONOFRI, 1999; ONOFRI et al., 2004; SELBMANN et al., 2005; RUISI et al., 2007). Le condizioni aride che si creano sulla superficie delle rocce conducono, generalmente, alla dominanza di organismi xerotolleranti (ONOFRI et al., 2007a; RUISI et al., 2007). Tra alcune specie di funghi, appartenenti agli Hyphomycetes anamorfi, sono di particolare interesse alcuni funghi neri meristematici  isolati da campioni di roccia rinvenuti nella Terra Vittoria, soprattutto nelle Valli Secche antartiche, dove la convergenza di differenti avverse condizioni climatiche e trofiche raggiunge il culmine. Si tratta di specie psicrofile in grado di crescere e riprodursi attivamente attraverso un tipo di crescita definita meristematica e le cui caratteristiche morfologiche dipendono dai molteplici adattamenti, ancora in parte sconosciuti, ai differenti fattori di stress. Malgrado molti non siano stati ancora identificati per la loro morfologia poco caratteristica, i generi Fridmanniomyces e Cryomyces e le specie F. endoliticus ONOFRI et al., F. simplex SELBMANN et al., C. minteri SELBMANN et al. e C. antarcticus SELBMANN et al., sono stati descritti come nuovi e possibilmente endemici dell’Antartide (ONOFRI et al., 1999; SELBMANN et al., 2005; RUISI et al., 2007).

IL PIÙ GRANDE DESERTO FREDDO LIBERO DA GHIACCIO DEL CONTINENTE ANTARTICO: LE VALLI SECCHE DI MCMURDO

Nel cuore della catena Transantartica fra 77° e 79° S si apre all’improvviso un paesaggio nascosto di singolare bellezza: le Valli Secche di McMurdo, il più vasto territorio deglaciato del continente. Da 8000 anni i ghiacciai si sono ritirati liberando 4800 km2 di nude montagne e valli deserte, disseminate di laghi ghiacciati, di detriti rocciosi, le morene, massi erratici e di ventifatti, ciottoli che il vento ha sagomato finemente (FRIEDMANN, 1982; CAMPBELL & CLARIDGE, 1987). Il calore estivo assorbito dalle rocce, ed i processi di riscaldamento latente per fusione e sublimazione del ghiaccio, sono importanti nell’assicurare microclimi favorevoli alla vita terrestre. Gli ecosistemi dei suoli, dominati dai microrganismi adattati a condizioni estreme di freddo e di aridità, sono fra i più semplici esistenti (MANZONI, 2001). Le regioni libere dai ghiacci rappresentano meno del 2% dell’area totale del continente antartico. Le Valli Secche di McMurdo, chiamate anche Deserto di Ross, si trovano nella parte est dell’Antartide, nella Terra Vittoria del Sud, nella catena.

Le Valli Secche rappresentano i più freddi ed aridi deserti presenti sulla Terra caratterizzati da condizioni ambientali asperrime; le temperature estremamente basse, le scarse precipitazioni, la bassa umidità, l’alto contenuto di sali, i venti catabatici, i forti gradienti chimico-fisici che si stabiliscono negli habitat terrestri ed il basso contenuto di materia organica impongono le maggiori limitazioni per la sopravvivenza e la crescita microbica (HOROWITZ et al., 1972; WYNN-WILLIAMS & EDWARDS, 2000). La biologia antartica è caratterizzata dal ruolo prominente che assumono le rocce. Laddove il clima è relativamente mite, come nell’Antartide marittima, la superficie rocciosa offre un ambiente favorevole ed è colonizzata per lo più da licheni crostosi; dove il clima diventa più estremo, verso l’interno, come nelle Valli Secche, e le  condizioni sulle rocce meno favorevoli alla vita, le superfici rocciose appaiono abiotiche e la vita microbica si ritira sotto la superficie, dove la vita è invece possibile.

MACROCLIMA, MICROCLIMA E NANOCLIMA

Il clima delle Valli Secche di McMurdo è uno dei più rigidi della Terra. L’anno presenta un inverno, definito da un periodo di notte continua da metà aprile ad agosto, con temperature dell’aria fluttuanti tra i -20 (relative ai venti, fino a 100 km/h, che si scaldano per compressione discendendo dalla calotta di ghiaccio polare) ed i – 60°C (DE LA TORRE et al., 2003); una primavera, che inizia con l’apparizione del sole sopra la linea d’orizzonte ai primi di settembre e procede con il sole stabilmente sopra l’orizzonte fino alla metà di novembre, con una temperatura media giornaliera che raggiunge i -15°C; un’estate, che dura da metà novembre fino a circa metà febbraio, durante la quale le condizioni climatiche divengono ottimali per lo svolgimento dei processi biologici. Il sole è sempre sopra l’orizzonte, le temperature medie giornaliere dell’aria presentano un intervallo tra i -35°C ed i +3°C, con oscillazioni anche di 15°C per alcuni minuti durante il giorno (DE LA TORRE et al., 2003), ed il massimo della radiazione solare viene raggiunto alla fine di dicembre. Da metà febbraio, i picchi diurni di irradiazione solare scendono nuovamente ed il sole tramonta per poco tempo al giorno (autunno); quindi le massime diurne decrescono progressivamente mentre la lunghezza della notte continua a crescere fino ad aprile, quando il sole è nuovamente al di sotto dell’orizzonte tutto il giorno (NIENOW & FRIEDMANN, 1993). La neve è l’unica forma di precipitazione: probabilmente meno di 10 cm all’anno nelle valli, corrispondenti a 15 g/cm2 (THOMPSON et al., 1971), e qualcosa di più a quote più alte dove si trovano le comunità endolitiche. In entrambi i casi molta neve sublima per la bassa umidità o viene trasportata via dai venti catabatici anche se, quando la temperatura superficiale è maggiore di 0°C, una piccola parte riesce a sciogliersi e penetrare nella roccia (FRIEDMANN, 1978; NIENOW et al., 1988b).

Tutto si modifica al di sotto della superficie, all’interno del substrato roccioso, nel range del millimetro, dove si assiste ad importanti cambiamenti di luce, di temperatura e di umidità (nanoclima) tali da caratterizzare l’ambiente con differenti condizioni fisico-chimiche. A questi livelli il flusso della luce incidente non dipende, come si è detto finora, soltanto dalla stagione e dalla durata del giorno ma anche dall’orientamento della superficie rocciosa esposta; in questo modo all’interno delle rocce tale flusso è rapidamente dissipato a causa dalla combinazione dei processi d’assorbimento e di riflessione che si vengono a creare. Così in una giornata limpida intorno al solstizio d’estate il massimo flusso di radiazione solare raggiunge i 1.050 watts/m² su una superficie esposta a Nord, i 650 watts/m² su una superficie orizzontale e 450 watts/m² su una superficie esposta a Sud; nella roccia asciutta ogni millimetro di spessore diminuisce il flusso del 70-95%, anche se granulometrie maggiori e porosità più elevate possono diminuire questo valore. Inoltre la luce che può penetrare all’interno di una roccia, oltre che dalle dimensioni dei granuli di quarzo, può venire influenzata dal materiale ferroso nella matrice e dalla colonizzazione microbica che, con la loro presenza, ne aumentano l’assorbimento (alto coefficiente di estinzione). Anche l’acqua assume un ruolo fondamentale: quando, allo sciogliersi della neve, viene assorbita dalle rocce porose è in grado di diminuire il coefficiente di estinzione della luce di circa il 25% (riflessione), rendendo la roccia più trasparente (NIENOW et al., 1988a,b). La temperatura delle rocce è strettamente legata alla radiazione solare ed alla temperatura esterna; durante l’inverno, quando non c’è luce, tutte le rocce hanno temperature di 1-2°C inferiori a quella atmosferica a causa del raffreddamento radiativo (FRIEDMANN et al., 1987), mentre in estate la temperatura della superficie rocciosa dipende innanzitutto dall’orientamento: un’esposizione a nord, durante il solstizio, può far raggiungere una temperatura di 20°C superiore a quella ambientale; nelle medesime condizioni, una roccia esposta a sud avrebbe una temperatura superiore a quella ambientale di soli 8°C, una roccia orizzontale di 12°C (KAPPEN et al., 1981; NIENOW et al., 1988a). Nel Valli Secche la temperatura è il principale fattore limitante per la vita, ed il modello di colonizzazione microbica, l‘unica possibile, dipende strettamente dal regime di temperatura della roccia: così le facce oblique esposte a nord e quelle orizzontali risulteranno colonizzate, e non lo saranno le facce oblique “fredde” esposte a sud. All’interno della zona colonizzata non ci sono gradienti di temperatura significativi, con oscillazioni di 1-2°C per centimetro, probabilmente non sufficienti per influenzare la stratificazione della comunità (vedi par. successivo) (NIENOW & FRIEDMANN, 1993); al contrario, la superficie della roccia, a causa delle raffiche di vento, può essere soggetta ad enormi fluttuazioni della temperatura con il conseguente istaurarsi di sequenze di rapidi cicli diurni di congelamento e scongelamento, che potrebbero avere notevoli conseguenze per gli organismi che vi fossero in contatto contribuendo così alla sterilità delle superfici più esposte (FRIEDMANN et al., 1987). Per quanto riguarda l’umidità e quindi la disponibilità di acqua, anche se i licheni ed alcune alghe terrestri (LANGE & BERTSCH, 1965; BERTSCH, 1966a,b) sono in grado di utilizzare il vapore acqueo atmosferico (PALMER & FRIEDMANN, 1990b), anche le comunità endolitiche, quelle dominate dai licheni presenti nelle porosità delle rocce, potrebbero fare altrettanto; in realtà, nel Valli Secche, non si ha mai una situazione di umidità relativa elevata e l’unica risorsa d’acqua per le comunità endolitiche è lo scioglimento della neve accumulatasi sulla superficie della roccia (FRIEDMANN, 1978). La neve, però, non si accumula allo stesso modo su tutta la superficie: su quelle oblique si accumula solo nelle deformità causate dall’esfoliazione o non si accumula affatto; persino sulle superfici orizzontali piccole depressioni possono catturare più neve. Una volta che l’acqua è entrata nella roccia, può essere trattenuta per parecchio tempo (FRIEDMANN & WEED, 1987; FRIEDMANN et al., 1988), sia per il basso potenziale di evaporazione esistente nelle Valli Secche sia per la presenza della crosta superficiale che rallenta gli scambi gassosi (KAPPEN & FRIEDMANN, 1983). Fra l’altro le rocce porose possono assorbire, ad un’umidità relativa del 100%, fino allo 0,3% del proprio peso secco in acqua (PALMER & FRIEDMANN, 1990a). Per quanto lo scioglimento della neve non avvenga molto frequentemente, le rocce, una volta bagnate, sono in grado di trattenere un alto grado di umidità nelle loro porosità per giorni o settimane (KAPPEN et al., 1981; FRIEDMANN et al., 1987) e le comunità criptoendolitiche, quindi, potrebbero non essere severamente limitate dalla disponibilità d’acqua (NIENOW & FRIEDMANN, 1993).

La situazione attuale Il limite della regione Antartica viene convenzionalmente posto intorno al 52° parallelo ed è compreso entro una fascia di alcune decine di km d’ampiezza, dove vengono a contatto le acque fredde circum-antartiche con quelle più calde sub-antartiche. È questa la zona della convergenza Antartica, un limite puramente oceanografico. Tant’è che le porzioni meridionali degli Oceani Atlantico, Pacifico e Indiano che si trovano a Sud della convergenza Antartica vengono indicate come Oceano Meridionale (Southern Ocean) o Oceano Antartico. Questo è una parte integrante del sistema ambientale Antartico perché la fredda corrente circum-polare mantiene in isolamento termico il continente [Kennett e Hodell, 1995]. L’Antartide è il continente più isolato della Terra e, confinato completamente oltre il 60° parallelo di latitudine Sud, occupa una posizione quasi centrata rispetto al Polo Sud. La placca Antartica copre il 75% della regione, a Sud del parallelo 45° S. La parte restante include anche le placche: Pacifica, Australiana, Sudamericana, Africana e del Mare di Scotia. Fatta eccezione per la regione del Mare di Scotia, la placca Antartica è circondata da dorsali medio-oceaniche in espansione: dorsale Sud-Atlantica, dorsale Sudamerica-Antartide, dorsale Indiana Sudoccidentale, dorsale Pacifico-Antartide, Rialzo del Cile, centro d’espansione di retro-arco delle isole South Sandwic. Gli attuali limiti di placca comprendono anche margini trasformi, come ad esempio la zona di frattura Shackleton, la South Scotia Ridge e la North Scotia Ridge che bordano il Mare di Scotia; sono presenti inoltre la fossa del Cile, la fossa delle South Sandwich e la fossa di Hjort a Sud della Nuova Zelanda; bacini di mare profondo che includono la piana abissale di Weddell, il bacino Africano-Antartico, la piana abissale di Amundsen, la piana abissale di Bellingshausen, il bacino di Enderby, il bacino Australia-Antartide e il Mare di Scotia; piattaforme sottomarine di varia origine come il Falkland Plateau, il Conrad Rise, il Kerguelen Plateau, il South Tasmania Rise, il Chatham Rise e il Campbell Plateau [Fitzgerald, 1999].

Le piattaforme continentali che circondano il margine del cratone dell’Antartide orientale sono margini passivi, come evidenziato dalle anomalie di gravità dell’Oceano Meridionale, il cui andamento delinea la scarpata continentale, caratteristica tipica dei margini passivi [McAdoo e Laxon, 1997]. Cosa che non è talvolta evidente nel Ross Embayment dove interferisce con il segnale di gravità dei bacini sedimentari del Mare di Ross, che fanno parte del WARS, e con i grandi depocentri glaciali vicini al ciglio della scarpata continentale [Brancolini et al., 1995a, b]. L’andamento lineare delle anomalie di gravità ad alta-ampiezza appare però ben sviluppato nel Sud Pacifico (tra 135°E e 160°W) dove le anomalie sono associate ai sistemi trasformi dell’oceano. Queste zone di frattura, ad andamento all’incirca NE-SW, avrebbero avuto un ruolo importante relativamente alla cinematica che nel Neogene interessa la Terra Vittoria e i margini della Terra di Marie Byrd [Van der Wateren e Cloeting, 1999 e ref. ivi citate]. Pure evidenti sono le dorsali estinte nelle regioni del Mare di Scotia e nell’area del passaggio di Drake, cui potrebbero essere associate anche le fosse, individuate grazie alle anomalie gravitative, nei Mari di Ross e di Amundsen. Le zone di frattura, come quelle di Pitman e di Udintsev, rappresentano invece tracce di faglie trasformi inattive che indicano la direzione del movimento delle placche. Le anomalie di gravità mettono anche in evidenza che gli assi delle dorsali oceaniche in rapida espansione (al tasso > 6 cm/anno), come il segmento settentrionale della dorsale Antartide-Pacifico, in genere appaiono come massimi gravitativi stretti (< 60 km) e sottili [McAdoo e Laxon, 1997]. Inoltre, siccome il margine continentale Antartico riflette il break-up di Gondwana, esso diventa via via più giovane procedendo in senso antiorario dalla zona del Mare di Weddell. Arco e placca delle Sandwich sembrano invece muoversi velocemente verso Est rispetto a Sudamerica e Antartide, così, a differenza degli altri bacini dell’Atlantico meridionale delimitati da rift, tale struttura introduce un sistema di subduzione [Dalziel, 2000].

La ricerca geologica e geofisica Per conoscere la storia del continente Antartico ci si deve affidare quasi esclusivamente a metodi geofisici, alcuni sviluppati appositamente, come ad esempio un aereo geofisico modificato per risolvere i problemi geologici e glaciologici nell’ambito di indagini condotte nell’area del bacino di Byrd, al centro dell’Antartide occidentale [Blankenship, 2000]. Queste indagini geofisiche sono state condotte in gran parte negli ultimi vent’anni ed includono misure della topografia sub-glaciale mediante radar, misure di anomalie gravimetriche e magnetiche, nonché metodi magnetotellurici e sismici. Oggi la ricerca geofisica e geologica in Antartide è volta soprattutto a chiarire: – i rapporti dell’Antartide con i continenti circostanti ed i bacini oceanici per definire la geografia e la tettonica pre-Pangea ed esaminare i rapporti fra la tettonica ed i cambiamenti ambientali e biologici durante Neoproterozoico (da 1.000 Ma all’inizio del Cambriano) e Paleozoico. Il punto di partenza è il fatto che il Laurentia potrebbe essere stato adiacente ai nuclei cratonici di alcuni attuali continenti dell’emisfero meridionale, tra cui l’Antartide. Ciò ha condotto alle ricostruzioni di supercontinenti esistiti nel Neoproterozoico prima (Rodinia) e dopo (Pannotia) l’apertura del bacino dell’Oceano Pacifico [Dalziel, 2000]; – la tettonica delle regioni che formano l’Antartide occidentale e il cratone orientale, ed in particolare del West Antarctic Rift System, per definire i limiti tra le due province geologiche e caratterizzare il vulcanismo Cenozoico che potrebbe avere importanti ripercussioni sulla calotta glaciale; – la ricostruzione dell’evoluzione dei margini continentali periantartici volta alla definizione di modelli evolutivi per l’area occidentale e quella orientale del continente Antartico, che tengano conto anche delle conoscenze relative ai margini continentali dell’Oceano Artico; – il margine Atlantico della Penisola Antartica è la chiave di volta per lo studio evolutivo dell’Oceano Meridionale, visti i punti di contatto triplo della placca Antartica con quelle Sudamericana ed Africana. Così come allo stesso scopo sono importanti i punti di contatto triplo della placca Antartica con le placche Indiana ed Australiana; – l’evoluzione delle intersezioni tra le placche Sudamerica-Drake-Scotia-Antartide potrebbe fornire le informazioni su come i limiti delle placche si riorganizzano, dopo l’estinzione di un centro d’espansione ed in conseguenza della riduzione del numero di placche. Allo stesso tempo, dallo studio del bacino di Bransfield si potrebbe arrivare a comprendere lo sviluppo iniziale della catena Andina e del break-up di Gondwana [Austin, 2000].

Dal Rodinia al Gondwana L’Antartide richiama l’interesse scientifico internazionale per il ruolo che ricopre nell’evoluzione tettonica e geologica del Gondwana (Fig. 6b), il supercontinente che segnò l’inizio del Fanerozoico, composto in gran parte dagli attuali continenti dell’emisfero meridionale. Come evidenza della continuità fisica di questi continenti, ci sono le cosiddette sequenze gondwaniane, che trovano corrispondenza in analoghe successioni stratigrafiche in regioni dell’emisfero meridionale (Sudamerica, Africa, India, Sri Lanka, Antartide, Australia e Nuova Zelanda) e testimonianze paleontologiche, quale la comparsa nel Triassico (~250 Ma) del famoso rettile erbivoro Lystrosaurus che non aveva sviluppato particolari adattamenti al nuoto su lunghe distanze ed è stato ritrovato in tutti i continenti gondwaniani, incluso l’Antartide [Oliviero et al., 1991; Collinson, 1997].

Con molta probabilità però, la formazione del Gondwana è legata all’aggregazione di frammenti dispersi di un supercontinente esistito in precedenza. Sono stati proposti vari nomi per questo supercontinente, tra cui UrGondwana [Hartnady, 1991], Katania [Young, 1995], Paleopangea [Piper, 2000] e Rodinia [McMenamin e McMenamin, 1990], il quale deriva dal russo rodit che significa generare, ed è il nome più comunemente usato. Rodinia raccoglieva tutte le terre emerse e sarebbe il precursore di tutti i continenti che si formarono successivamente. Il corrispondente oceano globale che circonda il Rodinia è chiamato Mirovoi. Il ciclo di vita del supercontinete va dalla sua amalgamazione, avvenuta ~1.300–1.100 Ma a cuasa di una serie di collisioni avvenute durante il ciclo orogenetico Grenvilliano (Fig. 6a), alla sua scomparsa che è registrata nel rift del Neoproterozoico superiore e nelle successioni di margine passivo, che fanno seguito alla sua frammentazione [Dalziel, 1991, 1992; Powell et al., 1993; Dalziel et al., 1994; Torsvik et al., 1996; Meert e Van der Voo, 1997].

La sua configurazione è però motivo di intenso dibattito e i vari modelli che sono stati finora proposti si evolvono parallelamente alla crescente disponibilità dei dati. È stata anche stilata una mappa geodinamica dell’aggregazione del Gondwana alla scala 1:10 milioni che, presentata per la prima volta al XXX Congresso Geologico Internazionale, rappresenta un tentativo di sintesi delle varie ipotesi evolutive, proposte cui hanno contribuito 67 coautori di 11 differenti paesi: partendo dal break-up di Rodinia e passando attraverso la riorganizzazione del movimento delle placche litosferiche prodotto dagli eventi orogenici PanAfricani–Brasiliani, si arriva al Gondwana [Unrug, 1997 e ref. ivi citate]. Le maggiori difficoltà sorgono a causa della carenza di dati geocronologici e di poli paleomagnetici affidabili per differenti elementi del Rodinia [Powell et al., 1993], cosa che rende difficile elaborare modelli che seguano le modalità della tettonica globale [Grunow et al., 1996]. Ne derivano grosse incertezze nell’individuazione del numero di placche presenti e nel definire la distribuzione dei cratoni periferici attorno al Laurentia (Nordamerica e Groenlandia) che avrebbe avuto una posizione centrale nel Rodinia durante il Neoproterozoico [Karlstrom et al., 1999]. Anche attorno all’Antartide orientale potrebbero essersi legati altri blocchi cratonici nel corso dell’episodio Grenvilliano [Stump, 1999]. Infatti, il margine del cratone dell’Antartide orientale include l’area settentrionale delle Montagne del Principe Carlo (PCM in che, tradizionalmente considerate come parte di un’estesa cintura orogenica Neoproterozoica (1.400–900 Ma), sono state correlate con cinture metamorfiche di età simile in India, parti dell’Africa orientale, dello Sri Lanka e dell’Australia (Fig. 6a): si ritiene che queste cinture rappresentino un sistema di accrezione che ha portato alla formazione del Gondwana orientale durante la crescita ed il consolidamento di Rodinia [Moores, 1991]. 2.1. L’ipotesi SWEAT Un nuovo scenario per la paleogeografia globale del Paleozoico ha cominciato ad emergere con la pubblicazione del lavoro di Moores [1991], seguito da quelli di Dalziel [1991] e Hoffman [1991] circa la cosiddetta ipotesi “SWEAT” (Southwest U.S.-East Antarctic connection), che rappresenta un esempio di applicazione dei principi della tettonica delle placche al pre-Cambriano. L’Antartide fornisce infatti elementi per testare l’ipotesi SWEAT, dove si propone che il Gondwana orientale rimase unito al Laurentia lungo le TAM e il margine dell’Australia orientale, tra ~1.900Ma e il tardo pre-Cambriano, quando il blocco costituito dall’Antartide orientale e dall’Australia era in congiunzione al margine Pacifico del Nordamerica occidentale. Allo stesso tempo il Laurentia potrebbe essere stato in contatto col nucleo cratonico di alcuni attuali continenti dell’emisfero meridionale. Infatti, secondo Dalziel [1997], che descrive in dettaglio la storia e lo sviluppo del supercontinente di Rodinia, il Laurentia avrebbe interagito tettonicamente con il margine Pacifico del Sudamerica, mentre verso la fine del preCambriano la separazione dell’Antartide orientale dal Laurentia portava all’apertura del bacino dell’Oceano Pacifico. L’evento sarebbe stato bilanciato, su un globo dal raggio costante, dalla chiusura dei bacini oceanici Brasiliani e PanAfricani durante l’aggregazione di Gondwana [Dalziel, 1992] con la parte orientale che sarebbe rimasta intatta, senza subire pressoché alcuna deformazione fino al break-up Mesozoico di Gondwana [Yoshida et al., 1992]. Sfortunatamente l’evoluzione del margine Antartico, tra il Proterozoico superiore ed il Paleozoico inferiore, è poco definita per rappresentare una prova inconfutabile dell’ipotesi SWEAT. Una grave limitazione è legata all’insufficienza di dati geogronologici precisi delle rocce metamorfiche e plutoniche, e all’insufficienza di dati strutturali associati alla scala radiometrica [Goodge et al., 1993]. Inoltre, secondo Borg e De Paolo [1994] l’attuale configurazione del basamento dei terranes nelle TAM non sembrerebbe compatibile con la ricostruzione SWEAT, che in origine si basò sull’individuazione dei punti d’età Grenvilliana tra il Laurentia e la Terra della Regina Maud, tra loro adiacenti prima del rifting di Rodinia: questo collegamento probabilmente non è più valido in quanto di recente è emerso che ~1.000 Ma la Terra della Regina Maud non era parte dell’Antartide orientale [Gose et al., 1997]. Però, plausibili aggiustamenti degli elementi tettonici durante il Proterozoico superiore ed il Paleozoico inferiore, potrebbero rendere accettabile la ricostruzione del modello SWEAT [Borg e DePaolo 1994], il quale continua ad essere alquanto dibattuto perché nelle TAM ci sono altre località che possono essere collegate potenzialmente al Laurentia. Quindi, la conferma o meno di qualsiasi descrizione dell’evoluzione continentale Proterozoica, passa attraverso la comprensione dell’evoluzione del margine continentale Antartico esposto nelle TAM [Goodge, 1995].

L’ipotesi AUSWUS Il modello AUSWUS (AustraliaSouthwest U.S.) proposto da Karlstrom et al., [1999] rappresenta una prospettiva alternativa della relazione tra l’Australia, l’Antartide e il Laurentia in Rodinia. Questa ipotesi si differenzia fondamentalmente dal modello SWEAT per la diversa configurazione del margine occidentale del supercontinente (Fig. 7), con l’Australia che per gran parte del Proterozoico viene a trovarsi in una posizione adiacente agli Stati Uniti Sudoccidentali, piuttosto che col Canada settentrionale, mentre l’Antartide è spostata verso Sud rispetto al Laurentia [Powell et al., 1993]. Prima della collisione continente-continente avvenuta ~1.000 Ma, nell’ipotesi AUSWUS il margine meridionale di Laurentia fu per molto tempo (1.800÷1.000 Ma) un margine convergente, anche se in maniera episodica, che si estendeva dalla Groenlandia alla California meridionale producendo un insieme di cinture orogeniche ad andamento NE. Questi 800 Ma di storia orogenica sono stati utilizzati Karlstrom et al., [1999] come impronte per identificare i cratoni che furono adiacenti durante il Proterozoico, stabilendo che i numerosi eventi orogenici e tettonici legati al margine convergente di Laurentia diventano più giovani verso Sud. E mentre l’Australia contiene la prosecuzione delle cinture orogeniche a Sudovest, la regione Baltica ne contiene la continuazione a Nordest. Quindi, questa ricostruzione sarebbe supportata dalle somiglianze geologiche con rocce Paleoproterozoiche che presentano composizione simile, e dalle storie tettoniche analoghe tra l’Australia e gli USA Sudoccidentali tra 1.800 Ma e 800 Ma, con una maggiore affinità per i poli paleomagnetici di Australia e Laurentia tra 1.450 e 1.000 Ma. I dati paleomagnetici, utilizzati per testare la validità della ricostruzione relativa al Paleoproterozoico (2.500–1.600 Ma), però, non convalidano inequivocabilmente il modello SWEAT o quello AUSWUS, soprattutto a causa della scarsezza di dati che non consentono di individuare magnetizzazioni primarie [Karlstrom et al., 1999].

L’ipotesi del Paleopangea I problemi legati alla ricostruzione di Rodinia hanno spinto Piper [2000] a mettere in discussione i capisaldi del modello “SWEAT” e proporre una configurazione Neoproterozoica alternativa a quella di Rodinia. L’ipotesi, derivata soprattutto da analisi dei dati paleomagnetici, è quella del Paleopangea (Fig. 8), un supercontinente simile al successivo Pangea. Questa soluzione, già proposta precedentemente [Piper, 1982] a quella di Rodinia, è stata ripresentata recentemente in quanto la ricostruzione di Rodinia pone parecchie e serie difficoltà, dovute in primo luogo all’assenza di correlazione paleomagnetiche successive ai ~730 Ma. Infatti, Piper [2000] sostiene che nonostante il break-up di Rodinia sia stato stimato proprio ~750-700 Ma, gli elementi chiave che lo individuano (rifting, magmatismo alcalino, subsidenza dei margini, indicazioni isotopiche e diversità della fauna), sono concentrati nei successivi 150 Ma, in prossimità del limite Neoproterozoico-Cambriano. C’è inoltre una difficoltà geometrica, poiché l’amalgamazione di Gondwana si realizzerebbe soltanto tramite eccezionali movimenti continentali, con relativa consunzione di crosta oceanica, in gran parte non confermati da prove oggettive. Nel suo modello, invece, Piper [2000] propone movimenti relativamente piccoli e principalmente trascorrenti fra i blocchi continentali, chiamando in causa la loro dispersione soltanto in prossimità del limite Neoproterozoico-Cambriano. Inoltre, nel Paleopangea, Australia e Nordamerica occidentale non sono prossimali, e la distribuzione di fasce orogeniche risalenti a 1.100 Ma viene spiegata mediante lineamenti coassiali ereditati da un precursore che risalirebbe al Paleo-Mesoproterozoico. 2.4. Il ciclo orogenetico Pan-Africano Il riconoscimento di una tettonica Paleozoica diffusa nell’Antartide orientale, ha portato vari autori [Zhao et al., 1992; Shiraishi et al., 1994; Hensen e Zhou, 1997; Fitzsimons, 1997] a mettere in dubbio la validità dei modelli tradizionali in cui si ipotizza che il Gondwana orientale, amalgamato tra 1400÷900 Ma durante l’assemblaggio di Rodinia, sarebbe poi rimasto un blocco coerente tanto nel corso del breakup di Rodinia che nel corso della formazione di Gondwana [Fitzsimons, 2000]. È stato infatti suggerito che il Gondwana orientale possa rappresentare un collage di frammenti continentali accresciuti in maniera polifasica in gran parte tra 770 e 550 Ma [Torsvik et al., 1996] riflettendo così l’amalgamazione finale di Gondwana. Ad esempio, Boger et al., [2000] sostengono che l’evento orogenico (990÷900 Ma) riconosciuto nella provincia formata da una parte dell’Antartide orientale (Montagne del Principe Carlo, costa di Mawson e Rayner Complex) e dell’India (Ghats Complex), è significativamente più giovane degli eventi individuati ad Ovest e ad Est di questa regione (Fig. 9). Vengono anche messe in evidenza le somiglianze delle province Maud, Natal e Namaqua col cratone Kaapaval-Zimbabwe dell’Africa meridionale e un cratone non esposto che si troverebbe sotto la calotta polare Antartica [Jacobs et al., 1999]. E da altre correlazioni emerge anche la somiglianza tra la provincia Antartica di Wilkes (Windmill Islands e Bunger Hills in Fig. 9) e quella Australiana di Albany-Fraser [Clark et al., 2000]. Appare così improbabile che queste cinture siano correlabili in un’unica e continua linea di sutura, come proposto tradizionalmente, ma forse rappresentano frammenti separati di cinture orogeniche Meso-Neoproterozoiche. Tant’è che Fitzsimons [2000] ipotizza che lo scudo dell’Antartide orientale sia stato prodotto dall’unione di tre separati orogeni collisionali d’età Grenvilliana, come messo in evidenza anche dalle correlazioni riportate in figura 9, prodotti dalla chiusura di altrettanti bacini oceanici, durante successive fasi tettoniche: l’amalgamazione sarebbe avvenuta attraverso vari stadi in un periodo di ~450 Ma. Gli eventi compresi tra 1.000 e 720 Ma, successivi all’aggregazione e precedenti al break-up di Rodinia, comprendono diffuse zone di taglio, magmatismo post-tettonico, estensioni, rifting e la formazione di cinture orogeniche intracontinentali. Fenomeni che hanno causato il risettaggio dei sistemi isotopici, e nei nuclei Archeani dell’Antartide orientale sono stati registrati principalmente sottoforma di dicchi [Krynauw, 1996]. Nell’accezione classica, si ritiene che ad essi sia legata anche la separazione del Laurentia dal blocco formato dall’Australia e dall’Antartide orientale, che più tardi diventerà il Gondwana orientale. Si tratta del primo stadio di break-up, una fase che iniziata con la frammentazione di Rodinia, taglia il supercontinente a metà creando ~725÷750 Ma, quello che sarebbe divenuto l’Oceano Pacifico [Powell et al., 1993; Dalziel et al., 1994]. Infatti, come il Laurentia iniziò ad allontanarsi, i frammenti cratonici dell’Amazzonia, dell’Africa occidentale e del Rio de La Plata, si staccarono dal Gondwana orientale e collisero creando la cintura orogenica Pan-Africana del Gondwana occidentale. Questa sequenza di eventi tettonici (Fig. 10) che porta all’assemblaggio del Gondwana, va sotto il nome di “ciclo orogenetico Pan-Africano”, ed è presente oltre che in varie parti dell’Africa e del Madagascar (orogenesi Saldaniana) anche in Sudamerica (orogenesi Brasiliana), Antartide (orogenesi di Ross), e in misura minore in India e in Australia (orogenesi Delameriana) [Meert e Van der Voo, 1997]. Il termine Pan-Africano, però, non viene usato per indicare soltanto gli eventi collisionali che portano alla sutura del Gondwana occidentale, ma è legato anche agli eventi estensivi che dominarono il Neoproterozoico, nonché le fasi legate al break-up di Gondwana [Unrug, 1997]. Quindi, la formazione di Gondwana secondo Meert e Van der Voo [1997] potrebbe essere ricondotta ad almeno tre distinti episodi tettonici (Fig. 10): 1. L’orogenesi dell’Africa orientale (East Africa Orogeny in Fig. 10) che fu il primo importante evento avvenuto tra 800 e 650 Ma, e portò alla formazione della cintura orogenetica del Mozambico (Mozambique Belt in Fig. 10), uno degli elementi chiave nella tettonica del Gondwana, e alla conseguente chiusura dell’Oceano del Mozambico a causa della collisione di India, Madagascar e Sri Lanka con l’Africa orientale; allo stesso tempo sarebbe intervenuto il break-up di Rodinia, datato approssimativamente 750-700 Ma, che inizia con la separazione tra Laurentia occidentale e Gondwana orientale. 2. L’orogenesi Brasiliana (Brasiliano Orogeny in Fig. 10) che tra i 660 e i 530 Ma registra la collisione tra i nuclei cratonici dell’Africa e del Sudamerica; 3.L’orogenesi Kuunga (Kuunga Orogeny in Fig. 10) che risale ~550 Ma e potrebbe essere il risultato della collisione tra il blocco Australia-Antartide col resto di Gondwana. A tal riguardo sono di particolare interesse le numerose datazioni riconducibili a ~550 Ma e relative a formazioni di granuliti provenienti dall’India e dal Madagascar meridionali, dallo Sri Lanka, dal Mozambico e da parti dell’Antartide orientale: potrebbero riflettere una collisione continente-continente in quella regione di Gondwana [Meert e Van der Voo, 1997 e ref. ivi citate].

Il concetto di una semplice collisione tra le due province di Gondwana, come viene solitamente trattato l’assemblaggio di Gondwana, appare però riduttiva e, nei modelli più recenti, la formazione del Gondwana occidentale viene attribuita alla collisione di vari nuclei cratonici durante una sequenza di eventi orogenici avvenuti tra 680 e 480 Ma [Torsvik et al., 1996]. Diverse sono le ipotesi anche relativamente alla linea di sutura che segna questo passaggio: potrebbe interessare alcune aree dell’Antartide orientale, quali Heimefrontfjella e la baia di Lützow Holm Bay . La prima rappresenta la parte più occidentale del basamento, il quale affiora nella Terra della Regina Maud ed è formato da rocce che risalgono in gran parte a ~1.100 Ma, comprese in una fascia orogenica situata a Sudest del cratone Archeano Zimbabwe-KaapavalGrunehogna. La parte occidentale, nel contesto di Gondwana, può essere correlata con rocce di età analoga esposte nella microplacca Falkland, nel complesso Cape Meredith e nella provincia metamorfica Sudafricana Namaqua-Natal [Jacobs et al., 1999]. L’area della baia di Lützow Holm Bay, invece, è caratterizzata da metamorfiti che raggiungono la facies delle granuliti anche nel Cambriano, e nella ricostruzione di Gondwana è stata correlata con parti dello Sri Lanka [Krynauw, 1996]. 2.5. Il margine passivo Durante il Neoproterozoico, si formarono migliaia di chilometri di nuovi margini continentali, a seguito del break-up del supercontinente di Rodinia [Moores, 1991; Dalziel, 1991]. La gran parte di questi margini restò in uno stato passivo durante il Paleozoico inferiore, e portò all’accumulo di spesse sequenze sedimentarie a causa della subsidenza termica e dell’assottigliamento litosferico che si presentò durante la fase di rift. Nell’Antartide orientale, il rifting legato all’orogenesi di Ross inizia ~750 Ma e porta alla deposizione di sequenze tipiche di margine passivo, presente nel Proterozoico superiore lungo il margine Pacifico di Gondwana. Questo resta individuato dalle successioni sedimentarie carbonatiche di mare poco profondo e dalle torbiditi di acque profonde, che iniziano a depositarsi durante il rifting dello scudo Antartico, probabilmente in una serie di depocentri indipendenti che, presenti lungo il margine passivo, in alcuni casi superano anche i 10 km di spessore, come nelle Patuxent Formation, una sequenza torbiditica nelle Montagne di Pensacola coperta in discordanza da calcari Cambriani [Stump, 1995]. All’evento, provocato dalla separazione tra Gondwana e Laurentia  sarebbero associate anche magmatiti, come ad esempio quelle che, sotto forma di basalti a cuscini e gabbri datati ~760 Ma, sono presenti nella Goldie Formation, una formazione spessa ~7.000 m e composta di quarziti, grovacche, argilliti ed arenarie che affiora presso il ghiacciaio di Beardmore, nelle TAM centrali. Lo stesso scudo faceva probabilmente da fonte per la spessa sequenza di rocce sedimentarie che sarebbero state in seguito deformate e metamorfosate, e che sono presenti pressocchè per l’intera lunghezza delle TAM [Laird, 1991a; Stump, 1995]. 2.6. L’orogenesi di Beardmore La subsidenza, che caratterizzò a lungo i bacini dei margini continentali, terminò tra 660 Ma e 580 Ma, a causa degli eventi compressivi legati all’ipotetica orogenesi di Beardmore (Proterozoico superiore-Cambriano inferiore). Questo evento resterebbe individuato da una discordanza, diffusa attraverso le TAM, che separa gli strati fortemente piegati del Proterozoico superiore da quelli sovrastanti meno deformati e fossiliferi del Cambriano inferiore e medio. Deformazioni e metamorfismo riconducibile a questa fase sarebbero diffuse nell’area del ghiacciaio di Beardmore (Beardmore Group), nelle Montagne di Pensacola (Patuxent Formation), ed anche tra il ghiacciaio di Byrd e la Terra Vittoria settentrionale [Elliot, 1975; Laird, 1991a]. Magmatismo associato a questo evento è stato documentato nella Terra Vittoria e nelle TAM centrali [Goodge et al., 1993]. Secondo alcuni autori [Goodge, 1997; Rowell et al., 1992], però, le deformazioni attribuite all’evento di Beardmore sarebbero avvenute nel Cambriano inferiore, e piuttosto che ad un’orogenesi del Neoproterozoico, potrebbero rappresentare fasi deformative riconducibili all’evento di Ross, ritenuta la più antica delle orogenesi Fanerozoiche [Storey et al., 1996a]. 2.7. Il Pannotia Tra il break-up di Rodinia e la formazione di Gondwana potrebbe esserci stato un ristretto periodo di tempo, vicino al limite del Cambriano inferiore (~570 Ma), in cui si formò un supercontinente chiamato Pannotia. Evento che potrebbe essersi verificato soltanto se il Gondwana era già aggregato prima di 550 Ma, e se il Laurentia era ancora riunito all’Amazzonia [Powell e Young, 1995]. Quindi, se il supercontinente Pannotia è esistito, esso comprendeva le due entità formate dal Gondwana e dal Laurentia, la cui separazione, nel Cambriano inferiore, portò alla formazione dell’Oceano Iapetus. Allo stesso tempo il Laurentia si separava dagli scudi Baltico, dell’Amazzonia, e del Rio de La Plata [Powell et al., 1993]. Questa fase viene riferita al “ciclo orogenetico Pannotios” che include tutti gli eventi tettonici di Gondwana dal Neoproterozoico al Paleozoico inferiore [Dalziel, 1997; Grunow et al., 1996; Stump, 1999]. Nell’accezione classica, però, l’assemblaggio del Gondwana, si sarebbe completato ~530 Ma, nel Paleozoico inferiore [Meert e Van der Voo, 1997; Unrug, 1997].

Il Paleozoico Nel Paleozoico inferiore si verificò il progressivo spostamento di tutto il Gondwana, ancora riunito in un unico supercontinente, verso latitudini polari. Una ricostruzione della possibile distribuzione delle masse continentali nel Cambriano, che colloca l’Antartide in prossimità dell’equatore, è mostrata in figura 13, dove ne sono messi in evidenza anche i margini. Infatti, i margini dell’Antartide, tra il Neoproterozoico ed il Paleozoico vennero interessati da processi tettonici che produssero differenti tipi di cinture orogeniche [Tessensohn et al., 1999] come il margine paleo-Pacifico di Gondwana che rappresenta la più estesa cintura orogenica della storia della Terra. Questa è caratterizzata, lungo le TAM, da uno stile tettonico variabile sia spazialmente che temporalmente, con regioni che registrano deformazioni compressive associate a subduzioni, coeve con sedimentazione di piattaforme carbonatica e tettonica estensiva o di margine passivo [Stump, 1995]. A questa fase sono associati gli eventi orogenici di Beardmore, di Ross ed i possibili eventi di Borchgrevink e di Shackleton che potrebbero rappresentare gli effetti del margine attivo lungo le TAM. Restano da stabilire, però, le precise relazioni temporali con le relative interpretazioni tettoniche [Curtis e Storey, 1996] anche perché rocce del Paleozoico inferiore e medio, in Antartide, sono piuttosto ristrette e concentrate soprattutto lungo le TAM, la Terra di Marie Byrd e le Montagne di Ellsworth. Tant’è che queste regioni sono state anche raggruppate in due principali province tettonico-sedimentarie: le province delle TAM e del Mare di Ross. La Terra di Marie Byrd e quasi tutta la Terra Vittoria settentrionale, formavano parte di una singola provincia, probabilmente alloctona, che includeva anche il Campbell Plateau, la parte occidentale della Nuova Zelanda meridionale e forse anche parte dell’Australia meridionale e della Tasmania.

Le rocce affioranti lungo le TAM e le Montagne di Ellsworth, dallo Shackleton Range al ghiacciaio di Byrd, erano invece parte di un’altra provincia caratterizzata da eventi tettonici simili, così come simili erano gli ambienti di sedimentazione [Laird, 1991b]. Però, la posizione delle Montagne di Ellsworth nel Cambriano è controversa, con vari autori [Curtis e Storey, 1996; Grunow et al., 1996; Dalziel, 1997] che la posizionano tra l’Africa meridionale e l’Antartide orientale (Terra di Coats) lontano dalle cinture orogeniche del Paleozoico inferiore. Questo perché ritengono che l’evoluzione delle Montagne di Ellsworth differisce significativamente da quella delle TAM, in quanto le prime non presentano deformazioni riconducibili all’orogenesi di Ross e contengono ~13 km di sedimenti pressoché concordanti, dal Cambriano medio al Permiano inferiore, mentre presenterebbero deformazioni Mesozoiche legate all’orogenesi Gondwaniana. Secondo Duebendorfer e Rees [1998], invece, la formazione dell’Heritage Range nelle Montagne di Ellsworth, presenta eventi deformativi riconducibili al Cambriano e perciò, a quell’epoca il blocco crostale EWM potrebbe essersi trovato lungo il margine paleo-Pacifico del Gondwana, insieme ad altri due terranes con cui presenta forti analogie geologiche: il Queen Maud Terrane, nelle TAM centrali, e il Bowers Terrane, nella Terra Vittoria settentrionale. Similitudini che portano ad ipotizzare la presenza di un terrane più grande, formato dai tre blocchi (Fig. 14) all’esterno della Terra di Coats, che si estendeva lungo il margine verso le Montagne di Pensacola. Infatti, lungo il margine paleoPacifico di Gondwana, tutti i terranes esterni sono caratterizzati da grandi volumi di monotone sequenze di arenarie e mudstones. Ed una questione chiave, per capire l’evoluzione di questo margine, è legata proprio all’individuazione delle fonti di queste sequenze uniformi e massive [Ireland et al., 1998].

La piattaforma carbonatica del Cambriano Nel Cambriano inferiore, lungo il margine dell’Antartide orientale che corrisponde alle attuali TAM, si formò un mare epicontinentale largamente esteso anche all’Antartide occidentale, almeno tra il ghiacciaio di Byrd e l’Argentina Range (Fig. 15). In quest’area era diffusa una sedimentazione di piattaforma continentale che si sviluppava per ~1.200 km, ai margini del cratone dell’Antartide orientale, verso il Mare di Weddell [Rowell et al., 1992]. Tra i ghiacciai di Beardmore e di Byrd, la successione è costituita dai calcari di Shackleton, una sequenza carbonatica spessa ~9.000 m che include anche una bioerma di archeociatidi, particolarmente abbondanti nella parte inferiore della sequenza. Questo suggerisce che la linea di costa era molto bassa e che solo pochi sedimenti vennero trasportati nella parte interna del bacino ora osservato. Inoltre, la linea di costa, sulla parte adiacente al cratone, si sarebbe allontanata dal cratone stesso, cosicché dal Cambriano superiore si depositò una spessa sequenza di clasti marini, probabilmente provenienti dalle terre ora rialzate [Elliot, 1975]. Le Montagne di Pensacola, invece, solo tra il Cambriano medio e superiore diventano un’area d’accumulo per sedimenti carbonatici di mare poco profondo [Stump, 1995]. All’esterno di queste successioni carbonatiche di piattaforma, si estendeva una zona di sedimentazione calcarea associata a rocce vulcaniche del Cambriano inferiore e medio (“Queen Maud Terrane” in Fig. 15) che, nelle Montagne della Regina Maud e nelle Montagne di Horlick, sono rappresentate dal Liv Group, un’associazione bimodale di vulcaniti a prevalente composizione felsica [Rowell et al., 1997] Successioni simili, con rocce vulcaniche e intrusive bimodali, del Cambriano medio e superiore, sono presenti pure nelle Montagne di Ellsworth (Heritage Range). La presenza di questo tipo di vulcaniti in tali successioni implica, almeno per una parte dell’orogene, la presenza di un regime estensionale attivo nel Paleozoico inferiore [Stump, 1995] all’interno o dietro un arco vulcanico attivo [Wareham et al., 2001], benché deformazioni compressive e trascorrenti furono attive allo stesso tempo in altre parti dell’orogene [Curtis e Storey, 1996]. È quindi probabile che il mare epicontinentale si sia formato lungo un margine di tipo passivo, e che nel Paleozoico inferiore sia avvenuta una collisione con crosta continentale o un arco di isole [Elliot, 1975]. Tant’è che allo stesso vulcanismo acido, che caratterizza l’area compresa tra le Montagne di Thiel ed il ghiacciaio di Beardmore, Woolfe e Barrett [1995] associano un arco magmatico che potrebbe essere migrato verso il cratone durante il Cambriano medio, e ritengono che il calcare Shackleton sia riconducibile ad un bacino di pre-arco.

L’orogenesi di Ross Lungo le TAM , tra il Cambriano superiore e l’Ordoviciano inferiore, cessò la sedimentazione e si ebbe un’intensa compressione prodotta dall’orogenesi di Ross. I suoi prodotti affiorano con caratteristiche variabili lungo le TAM, rendendo così difficile correlare specifici eventi [Stump, 1999] e proseguono da un lato in Sudafrica e in Sudamerica (Sierra Pampeana) e dall’altro in Australia orientale (orogenesi Delameriana) [Bradshaw, 1991]. L’Antartide orientale, che occupava una posizione centrale del Gondwana, era limitata sul lato Pacifico da un arco magmatico ben sviluppato (Fig. 14, 16), attualmente rappresentato da corpi granitici calc-alcalini, esposto lungo una fascia lunga ~3.000 m nelle TAM [Tessensohn et al., 1999]. All’evento di Ross è infatti associata la messa in posto di corpi granitici che, iniziata ~550 Ma in località sparse attraverso la Terra Vittoria settentrionale, continuò durante il Cambriano in vari posti lungo le TAM. Questo avrebbe prodotto il sollevamento delle TAM a cui sarebbe seguito, tra l’Ordoviciano e il Devoniano inferiore, un periodo di erosione valutato in ~0,2 mm/anno che portò quasi al completo smantellamento della catena [Woolfe e Barrett, 1995], con l’orogene eroso nel suo nucleo cristallino fino a 10-20 km di profondità [Stump, 1995]. L’evento sarebbe testimoniato dalla deposizione di conglomerati continentali e arenarie nell’area delle Montagne di Ellsworth [Laird, 1991b], dove la sedimentazione marina continuò ininterrottamente benché, nel Cambriano superiore, le facies deposizionali passarono da carbonatiche ad esclusivamente quarzose, forse in risposta al sollevamento dell’area d’origine dei sedimenti.

Nella Terra Vittoria e nella Terra di Marie Byrd, invece, non c’è nessuna evidenza di una sedimentazione continua tra il Cambriano e l’Ordoviciano e, contrariamente alle TAM e alle Montagne di Ellsworth, queste aree vennero diffusamente interessate, tra il Devoniano superiore e il Carbonifero inferiore, da intrusioni granitoidi e da vulcanismo acido [Laird, 1991b]. Questo significa che compressione e magmatismo legati all’orogenesi di Ross potrebbero essere associati alla subduzione pre-Ordoviciana, di un proto Oceano Pacifico, diretta verso Ovest lungo il margine orientale del cratone Antartico [Elliot, 1975] che sarebbe terminata accrescendo il margine cratonico mediante la messa in posto di un terrane [Woolfe e Barrett 1995]. A causa dell’assenza di complessi d’accrezione, però, l’ipotesi della subduzione è legata alle deformazioni compressive ed ai graniti di tipo S ed I (entrambi prodotti per anatessi, ma i primi generati per cristallizzazione di fusi granitici derivati dalla rifusione di rocce sedimentarie prodotte dal weathering, i secondi legati a rocce vulcaniche) del Granite Harbour Intrusive Complex, interpretati come un batolite messosi in posto nel Cambriano superiore, a seguito della subduzione [Storey et al., 1996a]. Ipotesi supportata anche dalla presenza di detriti vulcanici nelle Montagne di Ellsworth (formazione Crashite Quarzite) e dall’attività plutonica nella Terra di Marie Byrd. E proprio in base alla distribuzione del vulcanismo, nel Devoniano il margine paleo-Pacifico si sarebbe trovato nei terreni attualmente occupati dalla Terra Vittoria settentrionale e dalla Terra di Marie Byrd [Bradshaw, 1991]. 3.3. L’evento di Shackleton A differenza della situazione registrata nelle TAM durante la messa in posto dell’orogene di Ross, dove l’associazione accrezione-subduzione è tipica di una tettonica attiva lungo il margine esterno del Gondwana, in altre aree del cratone ci sarebbero tracce di orogeni collisionali che segnano le principali suture tra differenti frammenti del Gondwana [Tessensohn e Thomson 1999]. Un esempio di questi orogeni collisionali è presente nello Shackleton Range, situato a 80-81° S e 19-31° W, vicino al margine esterno della piattaforma galleggiante di Filchner, nel Weddell Sea Embayment (Fig. 16). La geologia dell’area, piuttosto complessa, in uno schema semplificato può essere suddivisa in quattro unità (Fig. 17): l’unità (I), un basamento metamorfico di alto grado, infracrostale, rimobilizzato durante l’ultimo evento PanAfricano coevo all’evento orogenico di Ross nelle TAM; l’unità (II), un complesso ofiolitico, relitto di una crosta oceanica più antica di 500 Ma; l’unità (III), un’associazione di metamorfiti sopracrostali (quarziti, marmi e metapeliti) che presenta caratteristiche sedimentarie complessive simili a quelle di un margine passivo, con eventi deformativi riconducibili all’età di Ross; l’unità (IV), che individua il basamento costituito da rocce metamorfiche e magmatiche risalenti almeno al Proterozoico medio, e interpretate come un avampaese passivo indeformato, appartenente al vecchio scudo Antartico, e sul quale l’unità (III) sovrascorse verso Sud nel Cambriano superiore. Così, l’ambiente geotettonico dell’età di Ross nello Shackleton Range, orientato ad angolo retto rispetto le TAM, sembra essere il risultato di un evento collisionale prodotto dall’interazione di due cratoni (Gondwana orientale e occidentale?): all’esterno il cratone Kalahari rimobilizzato nel corso dell’evento di Ross e all’interno il cratone dell’Antartide orientale che agisce come un avampaese passivo [Tessensohn et al., 1999]. A supporto di questa ipotesi, vengono inoltre richiamati gli andamenti NNE della fascia orogenica nella Terra della Regina Maud (Kirwan, Heimefrontfjella, Vestfjella in Fig. 18b), e situati a ridosso dello Shackleton Range: si presume che siano collegati alla cintura orogenica del Mozambico, ritenuta a sua volta legata alla collisione tra Gondwana orientale ed occidentale [Shackleton, 1996]. 3.4. Kukri peneplain, Beacon Supergroup e Ferrar Group All’orogenesi segue un periodo di inattività tettonica che permette, probabilmente nel Siluriano, lo sviluppo di una superficie d’erosione regionale pressoché orizzontale (Kukri peneplain in Fig. 18a), che rappresenta il limite fisico e temporale della stessa orogenesi. Infatti, esposto diffusamente lungo ~3.000 km delle TAM, il penepiano di Kukri separa il basamento cristallino dell’Antartide orientale da formazioni pressoché sub-orizzontali, praticamente indisturbate: il Beacon Supergroup (sedimentario) e il Ferrar Group (magmatico) che rappresentano in Antartide le caratteristiche sequenze gondwaniane (Fig. 18). L’importanza di tale successione risiede nel fatto che individua l’intervallo tra l’orogenesi di Ross, di età Ordoviciana, e l’inizio del magmatismo (Ferrar Group) di età Giurassica, che si ritiene abbia preceduto il break-up del Gondwana [Dalziel et al., 1987]. I depositi del Beacon Supergroup sono formati da successioni sedimentarie in gran parte d’origine continentale, per lo più sub-orizzontali e spesse ~2,5÷3,5 km, nelle TAM in discordanza sull’Ordoviciano e sulle rocce più antiche. La successione si sviluppò a partire dal Devoniano fino al Triassico (Fig. 18a) e, iniziata a depositarsi dalla Terra Vittoria meridionale all’Ohio Range, è divisa in due gruppi: il Taylor Group, una sequenza di arenarie quarzose di età Devonica, e il Victoria Group, una sequenza eterogenea che si accumulò dal Carbonifero superiore al Giurassico inferiore che include arenarie, scisti, conglomerati, carbone e letti glaciali [Barrett, 1991]. Con molta probabilità, i sedimenti del Taylor Group vennero depositati in un ambiente di acqua dolce, e furono originati dall’erosione di una massa continentale di rocce simili a quelle che costituiscono il basamento dell’Antartide orientale, sotto condizioni aride o semiaride [Campbell e Claridge, 1987]. Dopo la deposizione di siltiti, contenenti fossili di pesci d’acqua dolce dell’Ordoviciano medio, dovrebbe esserci stata un’interruzione della fase erosiva, seguita o causata da un periodo glaciale tra il Carbonifero superiore ed il Permiano inferiore. I sedimenti glaciali affiorano in varie località lungo le TAM, le Montagne di Pensacola e di Ellsworth, ed includono alternanze di tilliti, arenarie, scisti e calcari: stanno ad indicare fasi di avanzata e ritiro della calotta glaciale continentale [Collinson, 1997]. E depositi glaciali del Permiano indicano, nella Terra Vittoria settentrionale, l’inizio della sedimentazione del Beacon Supergroup [Barrett, 1991], una fase che interessa anche il Sudafrica, le Montagne di Ellsworth, le TAM e l’Australia orientale. La fine della glaciazione (~275 Ma) è segnata da un’improvvisa interruzione dei depositi glaciali e dalla presenza di scisti scuri che vanno dalle TAM alle Montagne di Ellsworth e che si estendono anche nel Sudafrica e nel Sudamerica [Collinson, 1997]. La sequenza di Beacon è chiusa dalle vulcaniti (Kirkpatrick Basalt) del Ferrar Group, una successione formata anche da ipoabissaliti tholeiitiche (Ferrar Dolerite) che attraversano il Beacon Supergroup [Woolfe e Barrett, 1995]. Dicchi, sills e vulcaniti del Ferrar Group sono esposti per l’intera lunghezza delle TAM, e si sarebbero messi in posto lungo il margine antartico occidentale, che era probabilmente una zona di rift tettono-vulcanica [Wilson, 1995]. Strati simili, per litologia ed età, a quelli del Beacon Supergroup delle TAM, sono stati trovati in varie parti dell’Antartide orientale, principalmente nelle Montagne del Principe Carlo e nella Terra della Regina Maud (Fig. 18) [Barrett, 1991] dove però l’evoluzione tettonica fu significativamente diversa da quella delle TAM. Infatti, nella Terra della Regina Maud le rocce del Paleozoico inferiore sono assenti, e la principale evidenza di una tettonica riconducibile a quel periodo è racchiusa in un evento isotopico datato ~470 Ma, coevo ad un magmatismo appena pronunciato, ed alla riattivazione di vecchi lineamenti strutturali: si tratterebbe di eventi Pan-Africani che sono stati associati ad un ispessimento crostale, avvenuto mediante l’aggiunta di materiale leggero (underplating, che provoca anche il sollevamento isostatico), diffuso su grande scala, piuttosto che a processi di subduzione [Curtis e Storey, 1996]. Un’altra sequenza comparabile al Beacon Supergroup, più spessa e assai piegata, è stata trovata nelle Montagne di Ellsworth [Barrett, 1991], ma sarebbe stata deformata da un evento orogenico Permo-Triassico che avrebbe interessato anche le Montagne di Pensacola e il Sudafrica [Curtis e Storey, 1996]. Infine, col terzo sondaggio effettuato nell’ambito del Cape Roberts Project (CPR-3), anche nel Mare di Ross, è stato raggiunto il livello delle arenarie del Beacon Supergroup [Cape Roberts Project Team, 2000]. 3.5. Il bacino di Beacon: intracratonico o d’avampaese? Altra questione insoluta è l’ambiente di sedimentazione visto che, mentre è largamente accettato che il bacino di Beacon era limitato ad Ovest dal cratone dell’Antartide orientale [Dalziel e Elliot, 1982; Collinson, 1991], la discussione è aperta circa l’ambiente tettonico e la natura della crosta (con relativo spessore), durante la deposizione del Beacon Supergroup. Probabilmente, la sedimentazione iniziò in una serie di bacini poco profondi, localizzati vicino all’attuale margine del cratone Antartico (Fig. 19), che vennero prodotti dalla subsidenza termica causata dall’orogenesi di Ross. Il solo raffreddamento, però, non può aver prodotto bacini estensivi attivi dal Devoniano al Triassico [Laird, 1991b; Woolfe e Barrett, 1995]. Per spiegare il fenomeno vanno quindi ricercate altre soluzioni, tenendo presente che la superficie d’erosione relativa al penepiano di Kukri, segna un significativo ma poco conosciuto cambio di regime sul margine cratonico: si passa da un ambiente post-orogenetico dominato da sollevamento ed erosione, all’accumulo di sedimenti nel bacino che, al tempo di Beacon (~400÷200 Ma), probabilmente si estendeva per l’intera lunghezza delle TAM, ed è perciò definito anche bacino Transantartico. Potrebbe essere stato tanto un bacino marginale o di retroarco, quanto un bacino cratonico, oppure un bacino di margine passivo [Isbell, 1999]. La differenza non è di poco conto, in quanto il tipo di bacino è legato all’evoluzione tettonica dell’area in esame e aiuta a definire il substrato di tali regioni. Infatti, a differenza dei bacini intraplacca, considerati di origine estensiva, che comportano assottigliamento crostale e depressione della superficie, i bacini di margine passivo sono originati come una struttura al limite di placca, e nel tempo evolvono in una struttura intraplacca. I bacini marginali si trovano, invece, a tergo di archi magmatici insulari, in posizione analoga ai bacini d’avampaese, che sono però originati a tergo di un arco magmatico continentale. I bacini d’avampaese sono quindi strutture cratoniche marginali e potrebbero essere prodotti da una risposta della litosfera di tipo flessurale, ai carichi indotti dai sovrascorrimenti al margine del continente: la depressione flessurale si estende lontano, all’interno del cratone piuttosto che al margine dell’area caricata, formando un bacino che può superare anche 6 km di spessore, davanti all’area sovrascorsa [Hancock, 1994]. Così, alcuni autori [Barrett, 1991; Woolfe e Barrett, 1995] suggeriscono che la sedimentazione è avvenuta in un’ambiente intracratonico in lenta subsidenza, col bacino delimitato dalla crosta cratonica dell’Antartide orientale (spessa crosta continentale). C’è poi chi propone [Bradshaw e Webers, 1988] che i sedimenti si siano depositati all’interno di un bacino marginale o di retroarco, mentre altri sono favorevoli ad un ambiente di margine continentale, col bacino delimitato da un avampaese e associato ad un complesso di crosta oceanica in subduzione lungo il margine paleo-Pacifico del Gondwana, con un arco magmatico per alcuni attivo sin dal Devoniano [Dalziel e Elliot, 1982] per altri a partire dal Permiano [Collinson et al., 1987; Collinson, 1991]. Secondo Collinson [1997] tra il Permiano superiore ed il Triassico, il bacino d’avampaese occupava l’area dove si trovano attualmente le TAM. Questo bacino ospitava una larga piana alluvionale con un sistema fluviale che drenava gran parte dell’Antartide orientale e una fascia montuosa orogenica dell’Antartide occidentale, trasportando nell’Oceano di Pantalassa i detriti che venivano depositati in quello che è l’attuale Mare di Ross, a ridosso della Terra Vittoria. Composto da almeno quattro bacini paralleli e vicini all’attuale margine del cratone Antartico: Montagne di Ellsworth, TAM centrali, Terra Vittoria settentrionale e meridionale , il bacino d’avampaese nel Triassico sarebbe stato bordato da un lato dal cratone dell’Antartide orientale e, dall’altro lato, dall’orogene che si estendeva dal settore del Mare di Ross alla Tasmania [Collinson et al., 1987], analogamente al bacino del Paranà in Sudamerica, che si trova tra la catena Andina e il cratone. Ipotesi che non trova favorevoli Woolfe e Barrett [1995] i quali sostengono che il modello del bacino d’avampaese funziona per il PermoTriassico, ma non per il Devoniano, dove non c’è nessuna indicazione circa la presenza di attività magmatica riconducibile alla presenza di un arco magmatico, a sua volta associato alla subduzione cui è legato il bacino d’avampaese. Così, nella loro rassegna dei vari modelli tettonici proposti per giustificare la deposizione del Beacon Supergroup, Woolfe e Barrett [1995] sostengono che lo scenario più favorevole sia quello riconducibile ad un’accrezione avvenuta nel corso dell’orogenesi di Ross , mentre nel pre-Ordoviciano, ci sarebbe stata una subduzione verso Ovest che nell’Ordoviciano avrebbe portato alla collisione del settore di Ross contro il cratone Antartico. Questo è l’evento compressivo più giovane registrato nella Terra Vittoria meridionale e quello più facilmente riconducibile all’accrezione che, secondo Woolfe e Barrett [1995] risolverebbe vari problemi tra i quali l’assenza di deformazioni compressive per ~200 Ma (Devoniano inferioreTriassico superiore) e la longevità dello stesso bacino, un basso tasso di subsidenza, lo sviluppo di una grande calotta glaciale e l’attuale configurazione dell’area del Mare di Ross, un’area continentale in estensione. Dopo l’orogenesi, la sutura tra i due blocchi rimane essenzialmente inattiva. Quindi, nel Siluriano  c’è la stabilizzazione del cratone e la formazione del penepiano di Kukri mentre nel Devoniano  si sviluppa il bacino di Beacon, un bacino intracratonico poco profondo, all’interno del quale la sedimentazione termina durante o immediatamente prima l’inizio del magmatismo tholeiitico associato alla messa in posto del Ferrar Dolerite e del Kirkpatrick Basalt (~190 Ma). Inizia così la messa in posto del Ferrar Group . Nel blocco montuoso di EllsworthWhitmore, la messa in posto di graniti e gabbri di età simile (~190 Ma) viene attribuita ad una rifusione parziale di crosta continentale associata ad un evento termico esteso anche ad altre province magmatiche del Gondwana. L’evento, che comporta tra l’altro la deposizione del Ferrar Group nella Terra Vittoria meridionale, potrebbe aver provocato l’iniziale fratturazione del Gondwana con un meccanismo che coinvolge il mantello attraverso un’anomala e notevole risalita di calore che va sotto il nome di pennacchio (mantle plume) e la cui espressione superficiale sono i punti caldi (hotspots: piccole regioni di vulcanismo intraplacca non associato a deformazioni intraplacca, o vulcanismo particolarmente vigoroso lungo i limiti di placca). Questo potrebbe aver innescato il vulcanismo acido e poi, nel Giurassico inferiore, avrebbe provocato un sollevamento termico a cui sarebbe seguita una fase erosiva. Nel Giurassico superiore (Fig. 21 G) la grande diffusione del magmatismo tholeiitico potrebbe essere stata associata ad un processo di rift continentale [Schmidt e Rowley, 1986]. Allo stesso tempo, faglie normali consentirono alla dolerite di invadere le sequenze sedimentarie, formando dicchi e sills distensivi. Tra il Cretacico superiore e l’inizio del Cenozoico (90-65 Ma) si sarebbe formato il Ross Sea Embayment [Woolfe e Barrett, 1995]. 3.6. I “terranes” della Terra Vittoria La Terra Vittoria è suddivisa in due zone distinte, settentrionale e meridionale. Si tratta di un’area molto importante, da un punto di vista geologico, dove sono stati individuati fenomeni di accrescimento progressivo della crosta, avvenuti mediante l’amalgamazione di terrane tra loro in contatto tettonico [Salvini et al., 1997 e ref. ivi citate]. Gran parte delle recenti ipotesi evolutive circa l’area della Terra Vittoria derivano dall’interpretazione delle anomalie magnetiche [Ferraccioli e Bozzo, 1999; Finn et al., 1999; Chiappini et al., in press]. Infatti, le indagini aeromagnetiche sono forse il metodo più efficace per individuare le strutture geologiche nelle remote ed inospitali regioni dell’Antartide. Così, in questi ultimi anni sono stati avviati vari progetti multinazionali che si sta cercando di accorpare nell’ADMAP (Anomaly Project Digital Magnetic), un progetto di cooperazione multinazionale mirato all’integrazione di tutti i rilievi magnetici effettuati in Antartide, nell’area a Sud del 60° parallelo Sud. Lo scopo dell’ADMAP è quello di giungere a realizzare una mappa complessiva delle anomalie magnetiche dell’Antartide, comprensiva anche dei dati da satellite, relativamente a quelle aree prive di copertura aeromagnetica [Chiappini et al., 1998]. Lo stesso obiettivo per cui è stato creato l’INTRAMAP (INtegrated Transantarctic Mountains e Ross Sea Area Magnetic Anomaly Project), un componente a scala continentale del più ampio ADMAP, che si avvale principalmente della cooperazione tra Italia, Usa e Germania, allo scopo di unire i dati magnetici acquisiti in tutto il settore Antartico a Sud di 60° S tra 135°-255° E. L’area esaminata dall’INTRAMAP comprende, tra l’altro, le Montagne Transantartiche, il Mare di Ross, la Terra di Marie Byrd e la costa Pacifica, coprendo approssimativamente ~300.000 km2 (Fig. 22). Inoltre, di recente è iniziata anche la compilazione dei nuovi dati relativi al Bacino di Wilkes [Chiappini et al., 1999]. Nell’area interessata dall’INTRAMAP, si è giunti ad analizzare le anomalie magnetiche relative ai dati raccolti mediante indagini aeromagnetiche dal 1971 fino al 1997. Dalla combinazione dei dati geofisici e di quelli geologicostrutturali è emerso che la Terra Vittoria è costituita da tre terranes principali (Fig. 22): il Wilson Terrane, il Bowers Terrane ed il Robertson Bay Terrane [Bradshaw, 1989]. Di diversa derivazione crostale, i terranes sono separati da faglie di età CambrianoOrdoviciano: la Leap Year Fault e la Lanterman Fault. I sovrascorrimenti che limitano i terranes sono interpretati come strutture “flat e ramp” a larga scala che si svilupparono durante l’accrezione crostale nel corso delle orogenesi di Ross e di Borchgrevinck. Nel Wilson Terrane, le strutture Exiles e Wilson sono superfici di accavallamento che hanno un senso di movimento relativo del settore sovrascorso, rispettivamente, verso Ovest e verso Est. Nel settore meridionale le inclinazioni delle faglie sono di minore entità [Flöttmann e Kleinschmidt, 1991]. Secondo alcuni autori [Tessensohn, 1997; Ferraccioli e Bozzo, 1999] non è appropriato parlare di terrane per l’area di Wilson in quanto non è esposto alcun limite tra l’interno dell’ipotetico Wilson Terrane ed il cratone dell’Antartide orientale. In questo caso, il sistema di sovrascorrimenti di Exiles, nella Terra di Oates, descrive il limite tra l’orogenesi di Ross e il cratone dell’Antartide orientale [Ferraccioli e Bozzo, 1999]. 3.6.1. Il Robertson Bay Terrane Dei tre terranes, il Robertson Bay Terrane è il più esteso e il più Nordorientale. E’ costituito da una sequenza molto potente di sedimenti marini di piattaforma continentale (grovacche torbiditiche e argilliti), conosciute come Robertson Bay Group (Cambriano-Ordoviciano inferiore). Questo gruppo venne deformato, debolmente metamorfosato e quindi intruso dai corpi plutonici Devoniani dell’Admiralty Intrusives [Talarico et al., 1992]. Si tratta di un ciclo intrusivo che, pur interessando tutti e tre i terranes, si è notevolmente sviluppato solo nel Robertson Bay, con numerosi plutoni post-tettonici di tonaliti, granodioriti e monzograniti. Dati geochimici sono stati utilizzati per dimostrare che sotto il Robertson Bay Terrane si trova crosta continentale [Borg et al., 1987].

LA ROCCIA E LA VITA NELLE ROCCE Il paesaggio delle Valli Secche è dominato da un’alternanza di catene rocciose e valli glaciali. Queste catene sono formate da depositi sedimentari del Beacon Supergroup che giacciono su rocce intrusive e metamorfiche, principalmente graniti e doleriti (NIENOW & FRIEDMANN, 1993). Il panorama mostra tutte le tipiche caratteristiche geomorfologiche del deserto: scogliere, sporgenze e piattaforme di nuda roccia, ripidi pendii, suolo grossolano a coprire il pavimento del deserto ed aree di sabbia mobile. Il substrato roccioso più importante e predominante delle Valli Secche, quello che risulterà colonizzato da microrganismi, è l’arenaria, una roccia terrigena che deriva dalla litificazione delle sabbie. Le arenarie porose colonizzate del Beacon Supergroup sono ben classificate, hanno granuli di dimensioni oscillanti fra i 0,2 ed i 0,5 mm, costituiti da quarzo (SiO2) per più del 99% in peso (FRIEDMANN, 1982), con una porosità dell’8-15%, anche se rocce dai grani più fini e dalla porosità più bassa possono, anche se occasionalmente, essere ugualmente colonizzate (GREENFIELD, 1988; NIENOW et al., 1988a). La matrice contiene ossidi ed idrossidi di ferro che conferiscono alla roccia una bassa cristallinità ed una tipica colorazione gialla, arancione, rossiccia o marrone (WEED & ACKERT, 1986; FRIEDMANN & WEED, 1987); il tipo e la quantità di depositi di ferro sembra influenzare la colonizzazione: le rocce più scure, poiché in grado di assorbire luce e quindi calore, risulterebbero più colonizzate rispetto a quelle più chiare che, essendo maggiormente riflettenti, risulterebbero più fredde. Altri elementi chimici della matrice includono alluminio, calcio, fosforo, magnesio, manganese, piombo, potassio, sodio, e titanio (FRIEDMANN, 1982; JOHNSTON & VESTAL, 1989), la cui presenza sarebbe legata all’alterazione di un’altra roccia di origine vulcanica, anch’essa comune in questa regione, la dolerite. Il suolo (che non po’ definirsi tale in termini classici per la scarsa presenza di materia organica), così come gli stagni ed i laghi presenti nella regione (Lakes Vanda, Bonney, Hoare, Fryxell e Don Juan), sono salini e talvolta alcalini per la presenza di ioni di sodio, calcio, magnesio, cloruro, solfato e nitrato (HOROWITZ et al. 1972). Di fatto anche la biologia delle Valli Secche è quella tipica dei deserti estremi: la vita epilitica è limitata ad alcuni licheni che crescono sulla nuda roccia in nicchie protette, mentre la forma di vita predominante è costituita da microrganismi endolitici. Sulla superficie, le rocce sono coperte da una crosta silicea spessa circa un millimetro, che probabilmente facilita la colonizzazione stabilizzando la superficie stessa e limitando l’erosione per opera del vento. Questa crosta si forma per l’accumularsi di polvere portata dal vento che è gradualmente incorporata in strati, inferiori ai 100 µm di spessore, a coprire la struttura dei granuli che compongono la roccia (FRIEDMANN & WEED, 1987; NIENOW & FRIEDMANN, 1993). La nicchia endolitica è suddivisa ulteriormente ed è differentemente sfruttata da particolari comunità microbiche che mostrano singolari adattamenti; così mentre gli euendolitici (perlopiù licheni crostosi) penetrano attivamente perforando, i criptoendolitici colonizzano le cavità strutturali delle rocce porose (compresi i tunnel lasciati vuoti dagli euendolitici) e i casmoendolitici abitano nelle fessure e nelle spaccature già esistenti nelle rocce (GOLUBIC et al., 1981; ØVSTEDAL & LEWIS SMITH, 2001).

La colonizzazione microbica lascia su queste rocce segni inconfondibili sotto forma di un tipico mosaico dovuto all’erosione biogena. Nelle comunità dominate da licheni questo mosaico è formato da colori che vanno dal bianco all’arancione, al marrone, su una superficie a “scalini”, dovuti all’esfoliazione della superficie crostosa per opera dell’attività microbica che riduce la coesione tra i granuli di sabbia dello strato superiore (FRIEDMANN, 1982; NIENOW & FRIEDMANN 1993). I fattori che concorrono all’erosione biogena sono la crescita dei licheni fra i granuli della roccia, il rigonfiarsi intermittente dei licheni durante le fasi di idratazione ed espansione da congelamento e la mobilizzazione del materiale della matrice (FRIEDMANN & WEED, 1987). Quest’ultimo processo, inoltre, determina la diversa colorazione della zona colonizzata: il lichene mobilizza i composti del ferro nella matrice, provocando una decolorazione come conseguenza della lisciviazione dei composti ferrosi. Il meccanismo di mobilizzazione sembra essere dovuto alla solubilizzazione del ferro da parte dell’acido ossalico prodotto dai funghi lichenizzati (JOHNSTON & VESTAL, 1993). Nel ciclo di esfoliazione, quando una porzione della superficie viene esfoliata, la massa microbica che colonizza lo strato bianco si trova esposta, si secca, si sbriciola e si disperde; alcuni frammenti fungono da propaguli mentre il resto cade al suolo. La comunità cresce quindi in uno strato più profondo della roccia, e la polvere portata dal vento, proveniente da doleriti ricche di ferro, si accumula sulla superficie conferendo alla crosta la colorazione bruno-rossastra; col tempo il colore si scurisce e si forma la nuova crosta siliciz. La presenza di una crosta leggermente o moderatamente silicizzata favorisce la colonizzazione microbica stabilizzando, come si è detto, la superficie e contribuendo a ritenere acqua (FRIEDMANN, 1982; FRIEDMANN & WEED, 1987).

Il processo di esfoliazione erode gradualmente la roccia e spesso dà origine a bizzarre conformazioni della roccia stessa. Nonostante ciò la colonizzazione microbica non è l’unico agente dell’esfoliazione, e meccanismi fisico-chimici giocano probabilmente un ruolo altrettanto importante. Le comunità criptoendolitiche che colonizzano le rocce producono, infatti, una serie di sostanze soltanto parzialmete conosciute; oltre all’acido ossalico, è stata descritta anche la produzione di acidi lichenici (FRIEDMANN, 1982). Altri autori descrivono la presenza nelle rocce di amminoacidi (GREENFIELD, 1988; SIEBERT et al., 1991). Anche la scoperta di anteiso-alcani ed acidi anteiso-alcanoici (MATSUMOTO et al., 1992), presenti anche in rocce con resti fossili di colonizzazione microbica ma non in rocce non colonizzate, è interessante; queste sostanze sono poco frequenti in natura, e le loro fonti note sono le cere vegetali ed alcuni batteri. Tuttavia, nessuno dei batteri, alghe o funghi isolati dalle comunità, cresciuti a differenti temperature, sembra in grado di produrli, o almeno non in condizioni di laboratorio (NIENOW & FRIEDMANN, 1993). L’esfoliazione abiotica legata all’azione del vento, del ghiaccio e del sale nonché ai processi geologici è anch’essa ampiamente documentata (FRIEDMANN, 1982; FRIEDMANN & WEED, 1987; CAMPBELL & CLARIDGE, 1987).

LA COMUNITÀ MICROBICA CRIPTOENDOLITICA Quando le condizioni ambientali si fanno estreme l’esistenza anche di minime variazioni dei parametri fisici possono diventare critiche e determinanti per la sopravvivenza microbica e nei pochi millimetri sopra e sotto la superficie rocciosa si racchiude la differenza tra la vita e la morte. Questo clima nell’arco del millimetro è stato definito nanoclima, e controlla l’ambiente in cui queste comunità microbiche possono esistere (NIENOW & FRIEDMANN, 1993). L’ecosistema microbico criptoendolitico delle Valli Secche di McMurdo colonizza gli spazi porosi delle rocce esposte di arenaria formando comunità microbiche stratificate (FRIEDMANN, 1982).

Dal momento che le comunità microbiche endolitiche dipendono da un produttore primario (la fotosintesi è la fonte di energia principale), soltanto le rocce trasparenti costituiscono un substrato possibile per la colonizzazione. Sono stati descritti cinque tipi di comunità criptoendolitiche tutte su rocce arenarie, la prima dominata da alghe eucariote e funghi, la seconda solo da alghe cloroficee e le ultime tre da cianobatteri (FRIEDMANN et al., 1988): • comunità dominata dai licheni; • comunità di Hemichloris; • comunità rossa di Gloeocapsa; • comunità di Hormathonema Gloeocapsa; • comunità di Chroococcidiopsis. Le comunità dominate da licheni sono le prevalenti nelle Valli Secche di McMurdo (FRIEDMANN, 1982; FRIEDMANN et al., 1988; NIENOW & FRIEDMANN, 1993; DE LA TORRE et al., 2003). Al contrario dei licheni epilitici che hanno un tallo compatto plectenchimatoso, i licheni criptoendolitici hanno i filamenti del micobionte liberi, mancano di strutture sessuali complete e con i gruppi di cellule algali crescono tra i cristalli della matrice rocciosa (KAPPEN, 1993). La perdita della loro morfologia distintiva, che rende difficile il loro riconoscimento su basi morfologiche, permette loro di colonizzare il substrato roccioso attraverso gli spazi interstiziali e le porosità, crescendo tra ed intorno ai cristalli, sottraendosi così alle condizioni climatiche avverse (FRIEDMANN, 1982).

Ad ogni modo questi licheni (criptoendolitici) sembrano aver conservato la potenziale capacità di formare il tallo: quando colonizzano la superficie in nicchie protette, come piccole depressioni e crepe poco profonde, formano nuovamente le strutture sessuali epilitiche, gli apoteci. Nelle Valli Secche di McMurdo, il ritrovamento di licheni epilitici (Buellia grisea Dodge et Baker, B. pallida Dodge et Baker, Carbonea capsulata (Dodge et Baker) Hale, Lecanora fuscobrunnea Dodge et Baker, Lecidea cancriformis Dodge et Baker e L. siplei Dodge et Baker) (FRIEDMANN, 1982; HALE, 1987), presenti in nicchie protette sulla superficie di rocce colonizzate da forme criptoendolitiche, sembra dimostrare una qualche connessione fisica, anche se non sempre chiara, tra la forma criptoendolitica e quella epilitica al cambiamento delle condizioni estreme. La comunità dominata dai licheni criptoendolitici, che colonizzano rocce di arenaria, si presenta come una zona spessa circa 10 mm al di sotto della crosta della roccia, distinta da bande parallele colorate. E’ formata da funghi filamentosi, alghe (Cloroficeae) e cianobatteri; è tipicamente stratificata mostrando, al di sotto di una crosta superficiale bruno-rossastra, una zona nera spessa circa 1 mm, quindi una zona bianca di 2-4 mm e, al di sotto, una zona verde dai confini inferiori indistinti (FRIEDMANN, 1982). I cristalli di quarzo nella zona che ospita la comunità appaiono decolorati poiché gli idrossidi di ferro vengono lisciviati da acidi organici prodotti dai funghi, in particolare dall’acido ossalico (JOHNSTON & VESTAL, 1993; NIENOW & FRIEDMANN, 1993).

La zona nera e la bianca sono colonizzate da funghi filamentosi ed alghe cloroficee (Trebouxia sp. e Pseudotrebouxia sp.), dalla cui associazione si origina il lichene; nella zona nera le ife fungine si presentano pigmentate nere mentre nella bianca risultano ialine incolori. L’associazione tra le ife del partner fungino (micobionte) e le cellule dell’alga (fotobionte) avviene attraverso la formazione di appressori, che si fissano sulla superficie delle cellule fotosintetiche e penetrano in esse mediante estroflessioni specializzate, o mediante austori, ife specializzate tipiche dei funghi parassiti, in grado di penetrare la membrana cellulare delle cellule algali (FRIEDMANN, 1982). Probabilmente i funghi ialini della zona bianca e parte di quelli pigmentati della zona nera non sono altro che morfotipi diversi della stessa specie; la pigmentazione dello strato superiore potrebbe essere un adattamento in risposta all’esposizione ai raggi solari che costituisce così una protezione contro i raggi UV (AHMADJIAN & JACOBS, 1987; KAPPEN, 1993). Sempre nella zona nera sono costantemente presenti funghi neri meristemoidi con spesse pareti cellulari, che in esperimenti di resintesi (in vitro) non formano associazioni licheniche (non lichenizzati) (NIENOW & FRIEDMANN, 1993); alcuni di questi sono stati isolati, identificati e descritti, come le specie Friedmanniomyces endolithicus Onofri (ONOFRI et al., 1999), Friedmanniomyces simplex Selbmann et al., Cryomyces minteri Selbmann et al. e C. antarcticus Selbmann et al. (SELBMANN et al., 2005) all’interno di due nuovi generi Friedmanniomyces Onofri (ONOFRI et al., 1999) e Cryomyces Selbmann et al. (2005) (vedi par. 1.4). Nella zona verde sono presenti alghe verdi (Hemichloris antartica Tschermak-Woess & Friedmann, cloroficea, e Heterococcus endolithicus Darling & Friedmann, xantoficea, entrambe endemiche, e l’alga verde Stichococcus sp.) e cianobatteri (Gloeocapsa sp. e Chroococcidiopsis sp.). I funghi ialini presenti in questa zona non formano associazioni licheniche con le alghe della zona verde (NIENOW & FRIEDMANN, 1993). Occasionalmente al di sotto della zona verde Chroococcidiopsis forma una distinta banda blu-verde (FRIEDMANN, 1977). Anche molte specie di batteri eterotrofi fanno parte delle comunità dominate dai licheni (Micrococcus roseus Flügge, M. agilis Ali-Cohen, Deinococcus radiopugnans Brooks et Murray (spesso isolata in zone soggette ad elevate dosi di radiazioni), Brevibacterium linens (Wolff) Breed), costituituendo però solo l’1% della massa totale della comunità (GREENFIELD, 1988), così come alcune specie di attinomiceti (Arthrobacter aurescens Phillips, Geodermatophilus obscurus Luedemann, Micromonospora calcea (Foulerton) Prskov, Streptomyces gardneri (Waksmann) Waksmann e S. longispororuber Waksmann (HIRSH et al., 1988; SIEBERT et al., 1988). La comunità di Hemichloris ha una composizione simile alla zona verde della comunità dominata dai licheni e Hemichloris antarctica è l’organismo dominante della comunità o l’unico presente. La comunità si trova sulla superficie più bassa di rocce sporgenti ricevendo così solamente luce riflessa dal suolo o dalla neve; la presenza esclusiva delle alghe è probabilmente riconducibile alla bassa intensità della luce incidente che risulterebbe insufficiente a sostenere la vita di un lichene.

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