The Middle-Late Triassic δ13Cplant trend and the carnian pluvial event C-isotope signature

Il Trend isotopico del Carbonio nel Triassico Medio-Superiore e la firma isotopica del “Carnian Pluvial Event” Dopo l’estinzione di massa al limite Permo-Triassico il ciclo del carbonio durante il Triassico Inferiore e il primo Triassico Medio è stato estremamente instabile (vedere figura I per una scala del tempo triassica). La curva del ∂13Ccarb globale (e.g. Korte et al., 2005) mostra una serie di ampie e rapide escursioni dei valori isotopici, probabilmente legate ad un limitato “recovery” biologico. I valori isotopici del carbonio dei carbonati sembra stabilizzarsi durante l’Anisico (Triassico Medio), ove ha inizio un trend secolare positivo del ∂13C pari a circa + 3-4 ‰ che si conclude alla base del Triassico Superiore (Carnico). Questa crescita del ∂13C è stata spiegata con l’aumento del seppellimento di grandi quantità di carbonio organico e il ripristino della deposizione di carbone (Korte VI et al., 2005). Tuttavia, una maggiore comprensione di questo trend isotopico Anisico-Carnico è ancora necessaria: gli isotopiche del carbonio sono stati misurati su carbonati che riflettono un ambiente marino molto complesso e la forma della curva del ∂13C non è chiara poiché i dati sono alquanto dispersi. Molte domande sono ancora aperte: il trend è veramente una lenta e graduale salita dei valori isotopici oppure l’escursione isotopica avviene a gradini, in pochi eventi di breve durata? Possiamo osservare lo stesso trend isotopico in atmosfera? Alla fine del Carnico inferiore il ∂13C dei carbonati raggiunge il suo valore massimo (circa 3.5 ‰, Korte et al., 2005). In questo periodo è stato scoperto un evento climatico, chiamato “Carnian Pluvial Event” (CPE), le cui espressioni biologiche e sedimentologiche sono state documentate globalmente, almeno a paleolatitudini tropicali. Questo episodio è caratterizzato dalla morte delle piattaforme carbonati che orlate nella Tetide Occidentale, l’improvviso ed ingente aumento dell’apporto terrigeno, paleosuoli indicativi di clima relativamente umido e dalla risalita della CCD (Carbonate Compensation Depth) nei bacini profondi della Tetide. Questi connotati rendono il CPE simile agli Eventi Anossici Oceanici (OAE) (Rigo et al., 2007), eventi climatici a scala globale caratterizzati inoltre da una perturbazione del ciclo del carbonio. Questo lavoro ha avuto la finalità di costruire una curva del ∂13C per il Triassico Medio- Superiore basata su analisi di resti fossili vegetali (legni, foglie e biomarker molecolari) e di verificare se una perturbazione del ciclo del carbonio è associata o meno al CPE. Negli ultimi anni l’uso di tessuti fossili di piante superiori, quali legni (e.g. Hesselbo et al., 2007), cuticole (e.g. Arens and Jahren, 2000) a pollini (e..g. Jahren 2004), per misure isotopiche del C organico ha preso via via sempre più piede. La composizione isotopica del carbonio delle piante superiori fossili è il risultato di tre processi di frazionamento a partire dal ∂13C del C atmosferico originale: 1) frazionamento durante la fotosintesi, 2) frazionamento post-fotosintetico, 3) frazionamento “diagenetico”. Secondo il modello di Farquhar (1989), sono tre i fattori principali che controllano il ∂13C delle piante superiori C3 durante la fotosintesi: 1) frazionamento fisico e biochimico prima e durante la carbossilazione; 2) fattori ecologici quali lo stress idrico (che causa uno shift positivo fino al 3-4 ‰), la mancanza di nutrienti (-4 ‰), la limitata esposizione alla luce solare (- 5-6 ‰), la temperatura (- 3 ‰) (Arens et al, 2000); 3) il ∂13C atmosferico. L’interazione di questi fattori ha come conseguenza la grande variabilità di valori che il ∂13C di tessuti di piante superiori attuali C3 (legno, foglie, resine, etc...) può assumere, da -19‰ a -35‰ circa (Tipple e Pagani, 2007). In materiale vegetale fossile una simile variabilità può compromettere e falsare profondamente ricostruzioni paleoclimatiche basate su analisi del ∂13C. Nonostante queste limitazioni, Jahren et al. (2008) hanno dimostrato, con esperimenti in laboratorio ad atmosfera controllata, che esiste un’ottima correlazione tra il ∂13C delle piante a il ∂13C dell’atmosfera in cui queste piante vivono, risultato che rende i resti vegetali fossili potenzialmente degli ottimi proxy per la ricostruzione del ∂13C atmosferico. Lo studio di molecole fossili (biomarker) è relativamente una nuova frontiera nelle paleoecologia e paleoclimatologia. N-alcani (normal-alcani, idrocarburi saturi a catena dritta) con lunghezze comprese fra C25 e C35 a una predominanza di omologhi dispari su pari, derivano dalle cere epicuticolari di piante superiori terrestri (Peters et al., 2005). Questi lipidi sono molto resistenti ai processi diagenetici e molto comuni sia in sedimenti marini che terrestri. Il loro ∂13C è stato usato con successo per studiare perturbazioni isotopiche associate a grandi eventi climatico-biologici del passato, come l’estinzione di massa al limite Permo/Triassico (Xie et al., 2007) o il massimo termico al limite Paleocene/Eocene (Pagani et al., 2006), per definire l’avvento delle piante con via metabolica di tipo C4 (Tipple and Pagani, 2007); o per studiare la proporzione relative di piante C3 e C4 nel passato (Pancost and Boot, 2004). Analisi del ∂13C di n-alcani associati a piante superiori permettono di superare i problemi legati all’alta variabilità del ∂13C di singoli tessuti vegetali poiché le molecole fossili disperse nei sedimenti rappresentano una larga comunità floristica, specialmente se si analizzano sedimenti marini, ed il loro ∂13C costituisce dunque un valore medio che ha un alto valore statistico. Per questa ricerca sono stati campionati legni, foglie e ambre da numerosi livelli del Triassico Medio-Superiore delle Albi Meridionali (Italia), molto ricchi in resti vegetali. Legni, foglie e ambre sono stati saparati manualmente da campioni di roccia integri o sedimenti Late Rethian Norian Carnian ladinian Anisian Olenekian Induan Middle Early TRIASSIC 201.6 204 228 235 241 245 250 251 Fig. I: Triassic Time Scale. Modified after Walker and Geissman, 2009. sciolti, polverizzati e trattati con HCl per rimuovere eventuali tracce di carbonati e pirite; piccole quantità di materiale così trattato sono state dunque analizzate per il ∂13C organico. Il ∂13C di legni e foglie mostra range isotopici tra 3 ‰ e 4 ‰ in ogni singolo livello stratigrafico campionato. Tale range è più limitato rispetto a quanto osservato in legni e foglie recenti (cf. Cernusak et al., 2009), probabilmente perchè durante la diagenesi alcuni composti che costituiscono il legno (cellulosa ed emicellulosa in particolare) vengono rimossi. I valori isotopici dell’ambra, al contrario, variano in un range del 4 ‰, molto simile a quanto misurato in resine recenti e cretaciche (Stern et al., 2008; McKellar et al., 2008). L’ambra dunque sembra conservare meglio l’originale composizione isotopica rispetto ad altri tessuti vegetali fossili (Dal Corso et al., accepted; Roghi et al., in prep.). Legni e foglie del Triassico Medio presentano valori isotopici più negativi di circa il 3 ‰ rispetto al materiale del Carnico (Triassico Superiore): i valori dell’Anisico e del Ladinico variano tra -27 ‰ e -23,5 ‰, mentre quelli del Carnico tra -24 ‰ e -19,5 ‰. Questi dati confermano che l’escursione isotopica secolare, pari a +3 ‰, registrata in carbonati marini e brachiopodi, è stata registrata anche dalle piante superiori terrestri e dunque lo shift isotopico secolare ha interessato il sistema oceani-atmosfera (Dal Corso et al., accepted). Misure del ∂13C della sostanza organica totale (TOC) dei sedimenti, associate ad analisi isotopiche di n-alcani di piante superiori terrestri hanno permesso di scoprire una rapida escursione isotopica negativa associata al Carnian Pluvial Event. In particolare gli n-alcani dispari a catena lunga mostrano uno uno shift del -4 ‰, mentre il TOC uno shift del -2 ‰ circa. Questi dati sono la testimonianza di una rapida iniezione di CO2 con una composizione isotopica “leggera” nell’atmosfera carnica e confermano la natura globale del CPE. Lo scenario che qui si propone per l’interpretazione di questo evento lega indissolubilmente il CPE alla coeva (Furin et al., 2006) eruzione della provincia magmatica di Wrangellia con grandi conseguenze per il clima e la vita (e.g. la morte delle piattaforme carbonatiche e l’estinzioni e la radiazioni di alcuni dei gruppi più importanti nella storia della vita sulla terra).