Biomarker Records of Environmental Shifts on the Labrador Shelf During the Holocene

Registri Biomarcatori delle Variazioni Ambientali sul Margine Continentale del Labrador Durante l’OloceneHenriette

Riassunto

La finale dissoluzione della Calotta Glaciale Laurentide (LIS) e i cambiamenti oceanografici che ne sono seguiti e preceduti lungo il Mare Labrador occidentale forniscono spunti fondamentali per perfezionare le previsioni climatiche relative al riscaldamento futuro previsto e al progressivo scioglimento della calotta glaciale della Groenlandia. Sebbene la sparizione definitiva della LIS nell’Olocene sia abbastanza ben documentata, la reazione del ghiaccio marino durante gli eventi di fusione associati non è ancora pienamente compresa. In questo studio, presentiamo ricostruzioni delle variazioni paleoceanografiche avvenute negli ultimi 9.3 mila anni prima del presente (Kyr BP) nella regione nord-occidentale del Margine Continentale del Labrador, con un focus particolare sull’interazione tra l’ultimo significativo evento di fusione intorno agli 8.2 Kyr BP, il ghiaccio marino e la produttività del fitoplancton (per esempio, IP25, HBI III (Z), brassicasterolo, dinosterolo, opale biogenica, carbonio organico totale). Le nostre evidenze indicano una ridotta estensione del ghiaccio marino e un’elevata produttività del fitoplancton nella regione del Labrador prima di 8.9 Kyr BP. La formazione di ghiaccio marino è stata stimolata dalla diminuzione della salinità superficiale dovuta agli eventi di fusione dal Lago Agassiz-Ojibway e dalla Sella di Ghiaccio della Baia di Hudson a partire da 8.55 Kyr BP. Per gli ultimi circa 7.5 Kyr BP, il ghiaccio marino è stato principalmente trasportato nella zona di studio dalle correnti oceaniche locali, quali la corrente interna del Labrador e di Baffin. Le nostre scoperte apportano nuove comprensioni riguardo la risposta del ghiaccio marino all’aumento dello scarico di acque di fusione, nonché ai cambiamenti nella circolazione atmosferica e oceanica.

1. Introduzione

Il riscaldamento climatico recente sta inducendo un declino dei ghiacciai contemporanei della Groenlandia e dell’Antartide (per esempio, Golledge et al., 2019). I conseguenti flussi di acqua dolce emergenti sono elementi cruciali che incidono sulla stabilità della distribuzione globale del calore attraverso le correnti oceaniche, pertanto una comprensione approfondita delle loro ripercussioni ambientali è essenziale per affinare significativamente la qualità delle previsioni climatiche future (esempi includono Bakke et al., 2021; Rahmstorf, 1994; Stocker e Wright, 1991; Sundal et al., 2011; Williams et al., 2021). Oltre ai cambiamenti nel livello del mare e nel bilancio energetico del pianeta, il previsto scioglimento dei ghiacciai continentali comporterà l’immissione di ingenti quantità di acqua dolce negli oceani. Tale diluizione dello strato superficiale delle acque negli oceani polari e subpolari avrà un impatto notevole sulla circolazione oceanica e sull’ecologia regionale. Tuttavia, la reazione del ghiaccio marino e delle comunità fitoplanctoniche a questi massicci apporti di acqua di fusione rimane non pienamente decifrata. L’analisi della dissoluzione dei ghiacciai post-glaciali può offrire spunti cruciali sui meccanismi naturali e sulle conseguenze di tali fenomeni.

In seguito all’ultima era glaciale, la dissoluzione finale della Calotta Glaciale Laurentide (LIS) ha prodotto vari impulsi di fusione nell’Atlantico Settentrionale, tra i quali l’evento di 8.2 Kyr BP è il più analizzato (ad esempio, Jennings et al., 2015; Klitgaard-Kristensen et al., 1998; Rasmussen et al., 2006, 2007; Rohling & Pälike, 2005; Stocker et al., 1992; Vinther et al., 2006). In tale contesto, il drenaggio dei laghi proglaciali Agassiz e Ojibway ha riversato circa 163.000 km³ di acqua dolce nella Baia di Hudson, nel Mare del Labrador e nell’Atlantico Settentrionale (Barber et al., 1999; Jennings et al., 2015). Il successivo addolcimento del giro subpolare (SPG) è ritenuto essere stato responsabile di una riduzione della Circolazione Meridionale di Rivolgimento Atlantica (AMOC), che ha portato a un raffreddamento atmosferico quasi globale (Barber et al., 1999; Ellison et al., 2006; Oster et al., 2017; Park et al., 2019; Thomas et al., 2007; Wiersma & Renssen, 2006; Yu et al., 2010). Altri impulsi di fusione minori sono stati identificati principalmente nei record sedimentari locali. Ad esempio, sono stati individuati diversi strati sedimentari “rossi” sulla piattaforma canadese orientale tra i 9 e i 7,5 Kyr BP, inclusi eventi intorno a 8,6 Kyr BP (Jennings et al., 2015; Kerwin, 1996; Lajeunesse & St-Onge, 2008).

Questi eventi sono caratterizzati da anomalie negative degli isotopi stabili di ossigeno (δ18O) e da un elevato contenuto di carbonato detritico, associato al trasporto di carbonati paleozoici, in precedenza erosi nell’area della Baia di Hudson, tramite il ghiaccio galleggiante (MacLean, 2001). L’evento di circa 8.2 Kyr BP si distingue per firme isotopiche dell’ossigeno stabile più leggere nelle conchiglie di carbonato planctonico e un breve periodo di raffreddamento (Hoffman et al., 2012; Jennings et al., 2015; Lochte et al., 2019a; Thomas et al., 2007). Tuttavia, alcune ricerche su larga scala indicano che una tendenza di raffreddamento a lungo termine potrebbe essere iniziata già intorno a 8.65 Kyr BP o persino 9 Kyr BP (per esempio, Jennings et al., 2015; Rohling & Pälike, 2005). Altre ricerche suggeriscono che sarebbero stati necessari volumi di acqua dolce molto più ingenti per provocare il raffreddamento atmosferico osservato (Carlson et al., 2009; LeGrande & Schmidt, 2008; Meissner & Clark, 2006; Wiersma et al., 2006; Wiersma & Jongma, 2010). Lochte et al. (2019a) forniscono prove sedimentarie dal margine nord-occidentale del Labrador che indicano che un iniziale, minore evento di drenaggio del Lago Agassiz, intorno a 8.55 Kyr BP, ha preceduto il ben più ampio collasso della Sella di Ghiaccio della Baia di Hudson, il quale potrebbe aver causato un significativo addolcimento delle acque, portando al raffreddamento atmosferico osservato. Dopo il collasso finale della Sella di Ghiaccio della Baia di Hudson, i resti delle grandi calotte glaciali rimasero nei Dossi di Ghiaccio del Labrador, Keewatin e Foxe, scomparendo quasi completamente entro il 5.8 Kyr BP (Dalton et al., 2020).

Il Margine Continentale del Labrador rappresenta una località ideale per lo studio della definitiva scomparsa della LIS, trovandosi sulla principale via di deflusso del suo ultimo drenaggio di fusione (ad esempio, Jennings et al., 2015; Lochte et al., 2019a, 2019b; Rashid et al., 2014, 2019). Ricerche precedenti si sono focalizzate sulle conseguenze oceanografiche degli eventi di fusione causati dallo scioglimento finale dei residui ghiacciai sul territorio canadese. Il legame tra eventi improvvisi di afflusso di acqua dolce e ghiaccio marino è stato esplorato solo nel Mare del Labrador nord-orientale aperto (You et al., 2023). Le conseguenze dell’ultimo impulso di fusione, intorno a 8.2 Kyr BP, proveniente dalla LIS sul ghiaccio marino del Margine Continentale del Labrador, ovvero all’interno dell’influenza diretta dell’acqua dolce, rimangono ancora sconosciute.Un’ampia gamma di proxy, tra cui assemblaggi di microfossili, fornisce informazioni indirette riguardo alla presenza/assenza di ghiaccio marino (Cronin et al., 2013; de Vernal et al., 2001, 2013; Krawczyk et al., 2017; Seidenkrantz, 2013). Tuttavia, l’unico proxy generato direttamente all’interno del ghiaccio marino è un isoprenoide fortemente ramificato (HBI) con 25 atomi di carbonio, denominato IP25 (Belt et al., 2007). L’IP25 è prodotto esclusivamente da specifiche specie di diatomee che vivono nel ghiaccio marino artico (Brown et al., 2014; Limoges et al., 2018) e si è rivelato essere un proxy affidabile e stabile per il ghiaccio marino artico fino al periodo del Miocene (Belt, 2019; Belt et al., 2018; Stein et al., 2016; Stein & Fahl, 2013). La combinazione del biomarcatore di ghiaccio marino IP25 con biomarcatori fitoplanctonici specifici per le acque aperte (cioè brassicasterolo, dinosterolo e HBI III (Z)) nell’indice noto come “PIP25” consente stime semi-quantitative delle concentrazioni di ghiaccio marino (Belt et al., 2015; Müller et al., 2011; Smik et al., 2016). Tuttavia, l’affidabilità dei diversi biomarcatori fitoplanctonici utilizzati per calcolare gli indici PIP25 può variare a seconda delle regioni e risultare in diverse stagioni rappresentate negli indici PIP25 risultanti (Kolling et al., 2020). In particolare, HBI III (Z), che si ritiene sia prodotto esclusivamente nella zona marginale del ghiaccio (Belt et al., 2015, 2019; Köseoğlu et al., 2018; Smik et al., 2016; Stein et al., 2017b), sembra fornire informazioni ambientali più specifiche in quanto è prodotto da un gruppo di organismi meno numeroso rispetto a brassicasterolo e dinosterolo (Belt et al., 2015). Inoltre, sono state trovate concentrazioni simili di IP25 e HBI III (Z) nei sedimenti marini, semplificando così il calcolo dell’indice PIP25 (Belt et al., 2015; Smik et al., 2016).

Un altro biomarcatore spesso impiegato è il campesterolo, uno sterolo prodotto dalle piante terrestri vascolari (per esempio, Huang & Meinschein, 1979; Volkman, 1986; Yunker et al., 1995). In determinati contesti, questo sterolo può anche essere sintetizzato dal fitoplancton marino (Rontani et al., 2014; Volkman et al., 2008). Tuttavia, è stato confermato che questo biomarcatore indica con affidabilità il contributo terrigeno nell’Oceano Artico, nelle sue zone di piattaforma continentale e nello Stretto di Fram (Fahl & Stein, 1997, 1999, 2007; Kremer et al., 2018; Xiao et al., 2013, 2015).

In questo studio presentiamo un registro del proxy di ghiaccio marino IP25, unitamente ad altri indicatori per la produttività primaria in acque aperte e per l’apporto terrigeno, ottenuti da un nucleo sedimentario della piattaforma continentale nord-occidentale del Labrador, che documenta gli ultimi 9.3 mila anni prima del presente (Kyr BP). Utilizziamo questi nuovi dati per indagare (a) la risposta del ghiaccio marino all’aumento del deflusso di acqua di fusione durante il declino finale della Calotta Glaciale Laurentide (LIS) tra 8.5 e 8.0 Kyr BP, e (b) gli effetti delle variazioni nell’influenza dell’acqua di fusione sulla persistente copertura di ghiaccio marino e sulla produttività primaria durante l’Olocene medio e tardivo.

1.1. Configurazione Regionale

La parte occidentale del Mare di Labrador è influenzata dalla Corrente del Labrador (LC), che fluisce verso sud lungo la piattaforma continentale al largo di Labrador e Terranova. La LC trasporta acqua dolce, ghiaccio marino e iceberg nell’Atlantico Nord subtropicale (Figura 1, Lazier & Wright, 1993) ed è composta da due rami: il più lento LC interno e il più veloce LC esterno (Figura 1). Il ramo interno è principalmente influenzato dal deflusso degli Stretti di Davis e Hudson, con temperature fino a −1,5°C e salinità inferiore a 34 (Lazier & Wright, 1993). È largo circa 100 km e raggiunge una profondità d’acqua di circa 150 m (Petrie & Anderson, 1983). L’acqua dolce artica proveniente dall’Arcipelago Artico Canadese e il deflusso fluviale attraverso lo Stretto di Hudson si mescolano al LC interno (Figura 1). Le variazioni nel deflusso dello Stretto di Hudson determinano dunque le proprietà della massa d’acqua del ramo interno della LC, che vengono infine trasferite nell’oceano profondo (ad esempio, Dickson et al., 2008).

Il ramo esterno della LC trasporta il volume principale di acqua (85%) ed è principalmente influenzato dalla Corrente della Groenlandia Occidentale (WGC), composta da Acque Atlantiche provenienti dalla Corrente di Irminger (Cuny et al., 2002; Myers et al., 2009), con temperature intorno a circa 3,5°C e salinità intorno a 35 (Lazier & Wright, 1993), nonché da acque fresche e polari (0-1°C, salinità >30) provenienti dalla Corrente della Groenlandia Orientale (EGC) (Aagaard & Coachman, 1968a, 1968b).

A est di Terranova, vicino al Flemish Cap e ai Grandi Banchi, la Corrente del Labrador (LC) incontra la Corrente dell’Atlantico del Nord (NAC), che è una parte della Corrente del Golfo che fluisce verso nord (Fratantoni & McCartney, 2010). La mescolanza con la LC causa un rinfrescamento e una diminuzione della salinità della NAC, il che porta ad un aumento della densità, un affondamento e la successiva formazione dell’Acqua di Mare del Labrador (LSW) lungo il pendio del Labrador (Czaja & Frankignoul, 2002). Questa LSW forma la parte superiore dell’Acqua Profonda dell’Atlantico del Nord (Kieke & Yashayaev, 2015). Durante le fasi positive dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO), i venti nord-occidentali portano masse d’aria fredde artiche verso il Mare di Labrador. L’intenso raffreddamento delle acque superficiali lungo il Giro Subpolare dell’Atlantico (SPG) che contiene una significativa proporzione di Acqua Atlantica salata innesca una maggiore convezione profonda e la formazione di LSW (Clarke & Gascard, 1983; Pickart et al., 2002).

Il sito di campionamento sulla piattaforma continentale del Labrador è situato sotto il ramo interno della LC, vicino allo Stretto di Hudson, e all’interno del margine meridionale moderno del drift del ghiaccio marino artico, dove il ghiaccio marino è presente per circa 23 settimane all’anno (Figura 1; Cyr et al., 2021). Qui, il ghiaccio marino inizia solitamente a formarsi a dicembre, si estende verso sud lungo la piattaforma continentale del Labrador fino alla fine di febbraio e scompare in giugno/luglio (Cyr et al., 2021). Il ghiaccio marino non è solo formato localmente, ma è anche trasportato dalla Baia di Hudson e dallo Stretto di Davis (Davidson, 1985).

La Figura 1 mostra la circolazione superficiale moderna nel Mare di Labrador e nelle regioni adiacenti (adattata da Lochte et al., 2019b). Il punto giallo indica la posizione del nucleo sedimentario MSM45_19-2 (questo studio). I diamanti rossi indicano altri siti di nucleo rilevanti: CC04 (Gibb et al., 2015), GeoB199005-1 (Saini et al., 2022; Weiser et al., 2021), GeoB19927-3 (Saini et al., 2020), AMD14-204 (Limoges et al., 2020), MSM12-2-5-1 (You et al., 2023). L’area ombreggiata in blu indica l’estensione massima moderna dei ghiacci marini (primavera; Cavalieri et al., 1996, aggiornato 2017). L’area ombreggiata in bianco indica l’estensione dei ghiacciai circa 8.1mila anni fa (Carlson et al., 2007; Dalton et al., 2020). Le principali correnti superficiali sono indicate in rosso (calde), blu (fredde), e verde (miste). Le abbreviazioni sono le seguenti: BC (Corrente di Baffin), EGC (Corrente della Groenlandia Orientale), IrC (Corrente di Irminger), LC (Corrente del Labrador), NAC (Corrente dell’Atlantico del Nord), WGC (Corrente della Groenlandia Occidentale), NF (Terranova), CAA (Arcipelago Artico Canadese).

La Figura 1 è una rappresentazione schematica che illustra vari aspetti della circolazione oceanica superficiale e delle caratteristiche geologiche nel Mare di Labrador e nelle regioni circostanti. Ecco una descrizione dettagliata e scientificamente precisa dei componenti della figura:

1. Circolazione Superficiale: Le correnti oceaniche sono rappresentate da frecce colorate che indicano la direzione del flusso e la temperatura delle acque. Le correnti calde, come parte della Corrente del Golfo, sono mostrate in rosso, mentre le correnti fredde, come la Corrente del Labrador, sono in blu. Le correnti di temperatura mista sono rappresentate in verde. Questa distinzione aiuta a comprendere il trasferimento di calore nell’oceano, che è un fattore chiave nella regolazione del clima regionale.
2. Siti di Campionamento dei Nuclei Sedimentari: Sono indicati da simboli geometrici (punto giallo e diamanti rossi), ognuno dei quali corrisponde a una specifica località in cui è stato prelevato un nucleo sedimentario. Questi campioni forniscono dati sui sedimenti del fondo marino che sono utili per ricostruire le condizioni ambientali storiche, come la temperatura dell’acqua, la salinità e la presenza di ghiaccio marino.
3. Estensione del Ghiaccio Marino: L’area colorata di blu chiaro indica l’estensione massima attuale dei ghiacci marini durante la primavera, che è critica per comprendere le stagioni di crescita e fusione del ghiaccio, con implicazioni per la biodiversità marina e i percorsi di navigazione.
4. Estensione Storica dei Ghiacciai: L’area ombreggiata di bianco mostra l’estensione dei ghiacciai intorno a 8.1 mila anni fa, fornendo un contesto per capire come il clima e il paesaggio della Terra siano cambiati nel corso del tempo.
5. Correnti Superficiali Principali: Le abbreviazioni indicano le correnti principali nella regione:
   • BC: Corrente di Baffin, che trasporta acque fredde dal sud dell’Arcipelago Artico Canadese.
   • EGC: Corrente della Groenlandia Orientale, una corrente fredda che fluisce lungo la costa orientale della Groenlandia.
   • IrC: Corrente di Irminger, una diramazione della Corrente del Golfo che porta acque relativamente calde verso nord-est nel Nord Atlantico.
   • LC: Corrente del Labrador, una corrente fredda che segue la costa orientale del Canada.
   • NAC: Corrente dell’Atlantico Nord, una corrente calda che è parte del sistema più ampio della Corrente del Golfo.
   • WGC: Corrente della Groenlandia Occidentale, che trasporta acque fredde e fresche verso sud lungo la costa occidentale della Groenlandia.
6. Località Geografiche: NF indica Terranova, un’importante area per la pesca e la ricerca oceanografica. CAA sta per l’Arcipelago Artico Canadese, una regione che contribuisce significativamente al flusso di acque fredde attraverso la Corrente di Baffin.

La mappa è progettata per dare una visione d’insieme dei processi fisici in atto nel Mare di Labrador, facilitando la comprensione di come questi processi influenzano la circolazione oceanica, il clima e l’ecosistema marino della regione.

2. Materiali e Metodi

2.1. Materiali Il carotaggio gravitazionale MSM45_19-2, prelevato dalla piattaforma continentale nord-occidentale del Labrador, è stato raccolto durante la crociera R/V Maria S. Merian (MSM45) nel 2015 (coordinate 58°45.68′ N, 61°56.25′ W, profondità dell’acqua: 202 metri) (vedi Figura 1; Schneider et al., 2016). Il campione, un fango omogeneo di colore grigio oliva, dalla consistenza che varia da siltosa ad argillosa, è stato prelevato a bordo a intervalli di 5 cm. Una volta raccolti, i campioni sono stati conservati a una temperatura di 4°C a bordo e successivamente liofilizzati per analisi a terra.

2.2. Cronologia Il nuovo modello cronologico del nucleo MSM45_19-2 si basa su 34 datazioni al radiocarbonio ottenute tramite Spettrometria di Massa con Acceleratore (AMS) su foraminiferi bentonici misti (vedi Tabella S1 nelle Informazioni Supplementari S1). Ventuno di queste datazioni AMS erano già state presentate in precedenza da Lochte et al. (2019a, 2019b). Al modello sono stati aggiunti 13 nuovi punti cronologici nella sezione superiore del nucleo, fino a 4 metri di profondità. Per ottenere le stime d’età più accurate, è stato impiegato un modello bayesiano di deposizione basato su processo di Poisson, che include tutte le età AMS 14C disponibili per il nucleo MSM45_19-2. Questo modello è stato implementato nel software OxCal v4.4.4 (Ramsey, 2008, 2009), utilizzando i dati marini per la calibrazione forniti da Heaton et al. (2020) (Marine20) (vedi Figura 2). L’offset locale del serbatoio marino è stato stimato essere di 10 ± 80 anni di radiocarbonio 14C, basandosi sui dati di Coulthard et al. (2010) e McNeely et al. (2006). Per l’inizio dell’Olocene, ovvero prima di 7.000 anni cal BP, è stata applicata una correzione per il ghiaccio marino di 200 ± 50 anni di radiocarbonio 14C, risultando in un offset totale di 210 ± 90 anni di radiocarbonio 14C (Lewis et al., 2012). Considerando l’influenza del deflusso variabile di acqua dolce radiocarbonio-impoverita dal Lago Agassiz-Ojibway prima del collasso della Sella di Ghiaccio della Baia di Hudson sulle datazioni al radiocarbonio (Lochte et al., 2019a), è stato implementato un modello per outlier che permette alle corrispondenti determinazioni di radiocarbonio di essere spostate fino a 1.500 anni verso età più antiche. Per il campione KIA-52591 (z = 1.303 cm), non è stato applicato nessun offset di acqua dolce nel modello finale, poiché ciò avrebbe portato a una scarsa corrispondenza tra la determinazione radiocarbonica e l’età modellata. Il campione a 3 cm, il più vicino alla superficie, è stato escluso dal modello finale di età, a causa dell’eccessivo contenuto di radiocarbonio che ne impediva la calibrazione usando il set di dati marini. Si ipotizza che l’alto contenuto di radiocarbonio sia indicativo di 14C da bomba dopo il 1950, proveniente da sedimenti rielaborati della superficie del nucleo di sedimento, andata perduta durante il processo di carotaggio. Per maggiori dettagli, si rimanda alla Tabella S1 nelle Informazioni Supplementari S1.

La Figura 2 presenta un modello bayesiano età-profondità per il nucleo di sedimento MSM45_19-2, mostrando come l’età del sedimento aumenta con la profondità. Inoltre, sono visualizzate le velocità di sedimentazione, espresse in centimetri per migliaio di anni (cm/Kyr).

Dettagli chiave della figura includono:

1. Asse X (Orizzontale): Mostra l’età modellata del sedimento, espressa in migliaia di anni prima del presente (kyr BP). Questo indica che l’analisi copre un periodo di circa 12.000 anni.
2. Asse Y Sinistro (Verticale): Indica la profondità del nucleo di sedimento in centimetri (cm). Ciò mostra la profondità a cui ogni datazione al radiocarbonio è stata effettuata all’interno del nucleo.
3. Asse Y Destro (Verticale): Rappresenta la velocità di sedimentazione in centimetri per migliaio di anni (cm/Kyr).
4. Curve Blu con Punti di Errore: Le curve e i punti rappresentano le stime d’età ottenute per ogni profondità nel nucleo, con i barre di errore che mostrano l’incertezza associata a queste stime. Questi dati sono probabilmente i risultati delle datazioni AMS 14C descritte nel testo.
5. Barra Gialla Verticale: Indica un picco di acqua dolce nel nucleo di sedimento, basato sull’analisi dei foraminiferi bentonici secondo lo studio di Lochte et al. (2019a). Questo picco potrebbe corrispondere a un evento noto di afflusso di acqua dolce nel passato, che potrebbe aver influenzato la composizione chimica del sedimento in quel punto e quindi la velocità di sedimentazione e le datazioni al radiocarbonio.
6. Grafico Marrone (Curva): Illustra la velocità di sedimentazione, che sembra variare nel tempo. La forma della curva può indicare periodi di tempo con differenti tassi di deposizione di sedimento, che possono essere correlati a cambiamenti ambientali, climatici o geologici.

In generale, questa figura è un importante strumento di visualizzazione per gli scienziati che cercano di comprendere la cronologia dei depositi sedimentari e i tassi di sedimentazione in relazione agli eventi climatici passati.

2.2. Cronologia

Il nuovo modello cronologico del nucleo MSM45_19-2 è stato definito attraverso 34 datazioni con Radiocarbonio Acceleratore di Spettrometria di Massa (AMS) su foraminiferi bentonici misti (vedi Tabella S1 nelle Informazioni Supplementari S1). Di queste datazioni AMS, ventuno erano state precedentemente presentate da Lochte et al. (2019a, 2019b). Sono stati aggiunti 13 nuovi punti di datazione nella parte superiore del nucleo, fino a 4 metri di profondità. Per ottenere le stime di età più accurate possibile, è stato applicato un modello di deposizione bayesiano basato su un processo di Poisson, che incorpora tutte le date AMS 14C disponibili per MSM45_19-2, utilizzando il software OxCal v4.4.4 (Ramsey, 2008, 2009). Questo modello si avvale dei dati marini per la calibrazione forniti da Heaton et al. (2020), noti come Marine20 (vedi Figura 2). Si è assunto un offset di riserva marina locale di 10 ± 80 anni al radiocarbonio 14C, basandosi sui dati di Coulthard et al. (2010) e McNeely et al. (2006). Per il primo Olocene, cioè prima di 7.000 cal BP, è stata applicata una correzione per la presenza di ghiaccio marino di 200 ± 50 anni 14C, risultando in un offset totale di 210 ± 90 anni 14C (Lewis et al., 2012). Poiché l’apporto variabile di acqua dolce con ridotto contenuto di radiocarbonio proveniente dal Lago Agassiz-Ojibway, antecedente al collasso della Sella di Ghiaccio della Baia di Hudson, ha un impatto sulle date al radiocarbonio (Lochte et al., 2019a), è stato implementato un modello per gestire gli outlier, consentendo di spostare le date al radiocarbonio corrispondenti fino a 1.500 anni verso età più antiche. Per il campione KIA-52591 (z = 1.303 cm), non è stato applicato alcun offset di acqua dolce nel modello finale, poiché ciò avrebbe compromesso significativamente la corrispondenza tra la determinazione al radiocarbonio e l’età stimata dal modello. Il campione a 3 cm di profondità, il più vicino alla superficie, è stato escluso dal modello di età finale a causa dell’eccessivamente alto contenuto di radiocarbonio, che rende impossibile la calibrazione utilizzando il dataset marino. Questo alto contenuto di radiocarbonio è probabilmente indicativo di 14C da test nucleari successivi al 1950, derivante da sedimenti rilavorati dalla superficie del nucleo sedimentario, andata perduta durante il processo di carotaggio. Per ulteriori dettagli, si rimanda alla Tabella S1 nelle Informazioni Supplementari S1.

2.3. Determinazione dell’Opale Biogenico

L’opale biogenico (BSi) è stato determinato all’Università di Dalhousie utilizzando un metodo di digestione alcalina in ambiente umido, seguendo la procedura descritta da Mortlock e Froelich (1989). Circa 20 mg di campioni liofilizzati sono stati trattati con 2 mL di una soluzione composta da H2O al 10% e HCl al 10%, seguiti da un processo di sonificazione per eliminare i carbonati e le sostanze organiche, nonché per disgregare il sedimento. In seguito, i campioni di sedimenti sono stati sciolti in NaCO3 2M in un bagno maria a 85°C per 5 ore, con agitazioni periodiche approssimativamente ogni ora. La quantità di silice disciolta è stata determinata tramite spettrometria del blu di molibdato. La precisione a lungo termine (n = 16, su un periodo di 2 anni, con uno scarto standard di 1SD) per gli standard interni è risultata essere di ±1.2% per il campione JV_A (contenente il 12.3% di opale) e di ±0.45% per il campione MESS_3a (contenente il 3.2% di opale). Le misurazioni duplicate dei campioni, effettuate su circa un terzo dei campioni, hanno mostrato una precisione (1SD) che varia tra lo 0.1% e l’1.9%.

2.4. Analisi dei Biomarcatori

Il contenuto di carbonio organico totale (TOC) è stato determinato impiegando un Analizzatore Elementare ELTRA CS-800 su campioni di sedimento liofilizzati e omogeneizzati, dopo l’eliminazione dei carbonati mediante acido cloridrico (37%, 500 μL). Le concentrazioni di biomarcatori specifici sono state analizzate su 4–5 g di sedimenti liofilizzati. I campioni sono stati estratti per sonificazione (3 × 15 min) con una miscela diclorometano:metanolo (2:1 v/v; 30 mL). Prima dell’estrazione dei biomarcatori, sono stati aggiunti due standard interni, 7-HND (7-esilnonadecano, 20 μL per campione) e androstanolo (5α-androstan-3β-ol, 20 μL per campione), per scopi quantitativi. Le frazioni di idrocarburi e steroli sono state separate tramite cromatografia su colonna a cielo aperto, usando SiO2 come fase stazionaria. Per gli idrocarburi è stato impiegato n-esano (5 mL) e per gli steroli una miscela etilacetato:n-esano (2:8 v/v; 7 mL) come eluenti. Le frazioni di steroli sono state sottoposte a sililazione usando 200 μL di BSTFA (2 ore, 60°C). La concentrazione degli idrocarburi è stata determinata con un gascromatografo Agilent Technologies 7890 (colonna HP-1MS di 30 m, 0,25 mm di diametro e 0,25 μm di spessore del film) collegato a un rivelatore selettivo di massa Agilent Technologies 5977 A. La concentrazione degli steroli è stata misurata con un GC Agilent Technologies 6850 (colonna HP-1MS di 30 m, 0,25 mm di diametro e 0,25 μm di spessore del film) collegato a un rivelatore selettivo di massa Agilent Technologies 5975 A. Tutti i composti sono stati identificati confrontando i loro tempi di ritenzione con quelli di composti di riferimento (IP25: Belt et al., 2007; HBI II: Johns et al., 1999; HBI III: Belt et al., 2000; steroli: Boon et al., 1979; Volkman, 1986).

IP25 e HBI III (Z) (IP25: m/z 350; HBI III (Z): m/z 346) sono stati quantificati utilizzando il frammento ionico abbondante a m/z 266 dello standard interno 7-HND. Gli steroli sono stati quantificati sotto forma di eteri trimetilsililici (brassicasterolo: m/z 470, campesterolo: m/z 472, dinosterolo: m/z 500) in relazione all’ione molecolare dell’androstanolo (m/z 348). La diversa risposta di questi ioni è stata equilibrata mediante una calibrazione esterna. Per ulteriori dettagli, si rimanda a Fahl e Stein (2012). Durante ogni sequenza analitica, la stabilità dell’analizzatore è stata monitorata tramite la ripetizione degli standard esterni e l’analisi in replica di campioni casuali.

Le concentrazioni di tutti i biomarcatori sono state normalizzate in base sia al peso estratto del sedimento (μg/gSed) sia al contenuto di carbonio organico totale (TOC, μg/gTOC). I tassi di accumulo (μg/cm²/anno) sono stati calcolati usando le seguenti formule (ad esempio, Stein & Macdonal, 2004): MAR = SR × DBD (1) TOC AR = MAR × (TOC/100) (2) BM AR = MAR × BM (3) dove MAR sta per Tasso di Accumulazione di Massa (g/cm²/anno), SR per tasso di sedimentazione (cm/anno), DBD per densità del bulk secco di ogni campione (g/cm³), TOC per carbonio organico totale (percentuale in peso), BM per concentrazione del biomarcatore (μg/gSed), e AR per tasso di accumulazione. La formula 2 è stata impiegata anche per calcolare i tassi di accumulazione di biossido di silicio (BSi).

Dopo la determinazione delle concentrazioni dei biomarcatori, gli indici PIP25 sono stati calcolati come segue: PIP25 = [IP25]/([IP25] + ([PM] × c)) (4) dove PM sta per il marker specifico del fitoplancton, come brassicasterolo (PBIP25), dinosterolo (PDIP25) o HBI III (Z) (PIIIIP25). Il fattore di equilibrio c rappresenta il rapporto tra la concentrazione media di IP25 e la concentrazione media degli steroli, per bilanciare le concentrazioni generalmente più elevate degli steroli rispetto all’IP25. HBI III (Z) e IP25 hanno mostrato concentrazioni simili nei primi studi sul Mare di Barents, suggerendo che il fattore c potrebbe non essere necessario nel calcolo dell’indice PIIIIP25 (Belt et al., 2015; Smik et al., 2016). Tuttavia, recenti studi sui sedimenti superficiali dell’emisfero settentrionale indicano che ciò potrebbe non valere universalmente (Kolling et al., 2020). L’applicabilità degli indici PIP25 sulla piattaforma continentale settentrionale del Labrador sarà discussa nella Sezione 4.2 della Discussione.

3. Risultati Le velocità di sedimentazione mostrano notevoli variazioni nel nucleo sedimentario MSM45_19-2 (Figura 3), evidenziando un cambiamento significativo nel regime di sedimentazione intorno ai 6.2 Kyr. Prima di 6.2 Kyr BP (Before Present), la piattaforma del Labrador era influenzata in modo significativo dal deflusso dei ghiacciai e da flussi di sedimenti, con tassi di sedimentazione che raggiungevano circa 450 cm/Kyr. Intorno ai 6.5 Kyr BP, quando si sciolsero i più grandi frammenti del Dome del Labrador durante la fase finale dell’ultima glaciazione (Dalton et al., 2020), si verificò una drastica riduzione dei tassi di sedimentazione (<100 cm/Kyr), passando a un regime emipelagico con un apporto terrestre da scarso a moderato (Lochte et al., 2019a, 2019b). I tassi di sedimentazione più bassi (<100 cm/Kyr) si registrano negli ultimi 5 Kyr BP. Questo cambiamento deve essere preso in considerazione nell’interpretare le concentrazioni sedimentarie di vari proxy nel nucleo MSM45_19-2. Per esempio, le concentrazioni e i tassi di accumulo di Carbonio Organico Totale (TOC) e Silice Biodisponibile (BSi) (Figura 3) mostrano andamenti contrapposti, con le concentrazioni più basse prima di 6.8 Kyr BP e i tassi di accumulo più elevati nella sezione più antica del nucleo (Figura 3). In questo studio, descriveremo e interpreteremo sia le concentrazioni sia i tassi di accumulo dei componenti sedimentari, per evitare interpretazioni eccessive dei segnali che potrebbero essere attribuiti a variazioni nei tassi di sedimentazione piuttosto che a cambiamenti ambientali. Le concentrazioni di biomarcatori sono presentate in μg/g di TOC. Le concentrazioni in μg/g di sedimento presentano le stesse tendenze (Figura S1 nelle Informazioni Supplementari S1).

La Figura 3 è un grafico composito che presenta dati multipli dal nucleo sedimentario MSM45_19-2 per ricostruire la storia sedimentaria e biogeochemica di questa area durante il periodo di tempo coperto dal campione, ovvero gli ultimi 9.000 anni (indicati come 9 kyr BP, dove “BP” sta per “Before Present”, con il “Present” riferito all’anno 1950).

Il grafico è diviso in tre parti principali:

1. Opale Biogenico (BSi):
   • La linea grigia rappresenta la concentrazione di opale biogenico (silice biogenica) in percentuale all’interno del nucleo. Il BSi è un indicatore della produttività biologica passata, in particolare di diatomee e altri organismi che utilizzano silice per costruire il loro scheletro esterno.
   • La linea verde è una media mobile a 5 punti delle concentrazioni di BSi, che aiuta a evidenziare le tendenze a lungo termine al di là delle variazioni di breve periodo.
   • L’area verde rappresenta il tasso di accumulo di BSi, calcolato come massa di BSi accumulata per unità di area e tempo (g/cm^2/Kyr).
2. Carbonio Organico Totale (TOC):
   • Analogamente al BSi, la linea grigia mostra la concentrazione percentuale di TOC nel nucleo, che riflette la quantità di materiale organico preservato nei sedimenti.
   • La linea verde rappresenta anche qui la media mobile a 5 punti per il TOC.
   • L’area verde indica il tasso di accumulo di TOC, fornendo informazioni su quanto carbonio organico è stato sepolto nel corso del tempo.
3. Tasso di Sedimentazione:
   • La linea nera mostra il tasso di sedimentazione, ovvero la velocità con cui i sedimenti si sono accumulati nel corso del tempo, misurata in centimetri per migliaio di anni (cm/Kyr). Questo tasso è fondamentale per comprendere quanto rapidamente il materiale si deposita sul fondo e può riflettere cambiamenti nell’apporto di materiale al sito di sedimentazione.

La barra gialla verticale indica un periodo caratterizzato da un massimo deflusso di acqua dolce derivante dalla fusione dei ghiacciai, come dedotto dai rapporti degli isotopi stabili di ossigeno (δ18O) dei foraminiferi bentonici. Questo segnale isotopico è spesso utilizzato per inferire variazioni nella composizione dell’acqua, che possono essere collegate a eventi di fusione dei ghiacciai o cambiamenti nella salinità.

Le lettere romane (I, II, III, IV, V) segnano intervalli temporali distinti discussi nella sezione “Discussione” del testo. Questi intervalli sono stati probabilmente definiti in base a notevoli cambiamenti nei dati di sedimentazione, di TOC o di BSi, che potrebbero corrispondere a eventi ambientali significativi o a transizioni nelle condizioni climatiche.

I triangoli neri segnalano le date ottenute tramite la datazione al radiocarbonio, essenziali per ancorare il record sedimentario a una scala temporale assoluta.

Questo tipo di analisi multiparametrica è vitale per ricostruire l’ambiente passato e per comprendere come diversi processi, sia biologici che geologici, interagiscono nel tempo. In particolare, le variazioni nei tassi di sedimentazione possono influenzare l’interpretazione delle concentrazioni di composti chimici nei sedimenti, poiché un tasso di sedimentazione elevato può diluire le concentrazioni di questi composti, mentre un tasso basso può concentrarli.

Le concentrazioni di Carbonio Organico Totale (TOC) e di Silice Biodisponibile (BSi) registrano i valori più bassi, circa lo 0,3% e il 3% rispettivamente, nel periodo compreso tra 9,3 e 6,8 migliaia di anni prima del presente (kyr BP). Successivamente, esse aumentano raggiungendo valori più elevati (approssimativamente lo 0,55% per il TOC e il 6% per il BSi) e mostrano oscillazioni sincrone per il rimanente periodo registrato (Figura 3). Le concentrazioni del biomarcatore di ghiaccio marino IP25 sono le più basse nel periodo da 9,3 a 8,9 kyr BP (approssimativamente 0,1–0,2 microgrammi per grammo di TOC) e aumentano gradualmente raggiungendo un apice intorno a 8,2 kyr BP (approssimativamente 0,8 μg/gTOC) (Figura 4). Questo picco è seguito da una diminuzione delle concentrazioni che raggiungono valori intermedi intorno a 7,5 kyr BP (approssimativamente 0,4 μg/gTOC). Le concentrazioni di IP25 poi rimangono stabili fino a 4 kyr BP, aumentando continuamente in seguito fino a raggiungere i valori più alti nei campioni recenti (approssimativamente 1,6 μg/gTOC) (Figura 4). Il biomarcatore della zona di ghiaccio marginale HBI III (Z) è presente in concentrazioni molto basse (approssimativamente 0,1 μg/gTOC) fino a 8,5 kyr BP quando le concentrazioni aumentano notevolmente, raggiungendo il picco più alto tra 8,2 e 7,5 kyr BP (approssimativamente 9 μg/gTOC) (Figura 4). Le concentrazioni di HBI III (Z) diminuiscono poi verso valori bassi (approssimativamente 0,4 μg/gTOC) e iniziano ad incrementare da circa 3,7 kyr BP fino alla sommità del nucleo (approssimativamente 1 μg/gTOC) (Figura 4). I biomarcatori del fitoplancton brassicasterolo e dinosterolo mostrano le concentrazioni più basse tra 9,3 e 8,9 kyr BP (approssimativamente 3 μg/gTOC e 8,8 μg/gTOC, rispettivamente) (Figura 4). Entrambi iniziano ad incrementare intorno a 8,9 kyr BP (approssimativamente 12 μg/gTOC e 13,5 μg/gTOC), ma mentre le concentrazioni di dinosterolo rimangono relativamente elevate fino a 6,4 kyr BP, quelle di brassicasterolo diminuiscono intorno a 8,2 kyr BP (Figura 4). Successivamente, entrambi i proxy si presentano in concentrazioni basse/intermedie, che iniziano a incrementare gradualmente di nuovo intorno a 3,7 kyr BP verso la parte superiore del nucleo (Figura 4). Le concentrazioni di campesterolo, associate con l’apporto terrigeno, mostrano valori bassi tra 9,3 e 7,1 kyr BP (approssimativamente 5 μg/gTOC) (Figura 4). Tra 7,1 e 5,5 kyr BP si osservano concentrazioni intermedie (approssimativamente 10 μg/gTOC), con diversi picchi. Dopo, le concentrazioni di campesterolo iniziano ad aumentare raggiungendo i valori più alti alla cima del nucleo (approssimativamente 36 μg/gTOC) (Figura 4).

I tassi di accumulazione del Carbonio Organico Totale (TOC) e della Silice Biodisponibile (BSi) seguono il tasso di sedimentazione (Figura 3), presentando i valori massimi nel periodo compreso tra 9,3 e 6,1 migliaia di anni prima del presente (kyr BP), con valori approssimativamente di 1,4 e 15 g/cm²/kyr. Questi alti tassi di accumulazione sono interrotti da una riduzione nel periodo tra circa 8,5 e 8,2 kyr BP, a 1 e 10 g/cm²/kyr, parallelamente a una temporanea diminuzione dei tassi di sedimentazione durante lo stesso intervallo (Figura 3). Tuttavia, in particolare le concentrazioni di TOC mostrano un trend decrescente simile, indicando una minore influenza del tasso di sedimentazione sul tasso di accumulo. Per entrambi i proxy, i tassi di accumulo diminuiscono continuamente fino a 3,8 kyr BP. Negli ultimi 3,8 kyr BP i tassi di accumulo aumentano nuovamente in modo lieve (Figura 3).

Per quanto riguarda i record dei biomarcatori, i tassi di accumulo seguono la tendenza delle concentrazioni (Figura 4). I tassi di accumulo di IP25 mostrano valori bassi tra 9,3 e 8,9 kyr BP (0,2 μg/cm²/kyr) e valori elevati tra 8,2 e 7,2 kyr BP (1 μg/cm²/kyr) (Figura 4). Dopo i 7,5 kyr BP, l’accumulazione di IP25 è bassa (0,1 μg/cm²/kyr) (Figura 4). Negli ultimi 4 kyr BP, IP25 evidenzia tassi di accumulo crescenti verso la sommità del nucleo (5 μg/cm²/kyr) (Figura 4). HBI III (Z) è assente nella maggior parte del record, ad eccezione di un marcato picco nei tassi di accumulo tra 8,5 e 7,5 kyr BP (15 μg/cm²/kyr) e valori leggermente più alti tra 7,5 e 7,0 kyr BP (1 μg/cm²/kyr) (Figura 3). I tassi di accumulo di brassicasterolo e dinosterolo mostrano andamenti simili, con tassi di accumulo intermedi per l’intervallo da 9,3 a 8,9 kyr BP e da 6,4 kyr BP, rispettivamente (5 e 10 μg/cm²/kyr), seguiti da un calo graduale verso i valori più bassi tra 5,5 e 2 kyr BP (2,5 e 10 μg/cm²/kyr). Nella sezione più recente del nucleo, l’ultimo migliaio di anni (1 kyr BP), i tassi di accumulo aumentano raggiungendo valori elevati (brassicasterolo: 30 μg/cm²/kyr, dinosterolo: 35 μg/cm²/kyr) (Figura 4). I tassi di accumulo di campesterolo sono intermedi nella sezione più profonda del nucleo (5 μg/cm²/kyr) e mostrano tre picchi maggiori intorno a 7, 6,4 e 5,6 kyr BP (Figura 4). L’accumulo di campesterolo è basso tra 5,5 e 2 kyr BP (0,0025 μg/cm²/anno) e sale ai tassi di accumulo più elevati verso la sommità del nucleo (30 μg/cm²/kyr) (Figura 4).

La Figura 4 illustra le variazioni temporali delle concentrazioni e dei tassi di accumulo di specifici biomarcatori organici nel nucleo sedimentario MSM45_19-2, disposti contro l’età espressa in migliaia di anni prima del presente (kyr BP). Le linee nel grafico rappresentano le medie mobili a 5 punti delle concentrazioni dei biomarcatori, espressi in microgrammi per grammo di Carbonio Organico Totale (μg/gTOC), mentre le aree colorate sotto le linee indicano i tassi di accumulo dei biomarcatori, espressi in microgrammi per centimetro quadrato all’anno (μg/cm²/kyr). I biomarcatori rappresentati sono:

• Campesterolo (in rosso): comunemente associato all’input terrigeno di materiale vegetale.
• Dinosterolo (in verde): spesso legato alla presenza di dinoflagellati e quindi utilizzato come indicatore della produttività primaria in ambienti marini.
• Brassicasterolo (in verde): solitamente associato alla presenza di alghe verdi e diatomee e, simile al dinosterolo, è un indicatore della produttività primaria.
• HBI III (Z) (in blu): un biomarcatore per la zona di ghiaccio marginale, indicativo di condizioni di ghiaccio marino.
• IP25 (in blu): un biomarcatore specifico del ghiaccio marino noto come “ghiaccio prolungato” (Ice Proxy with 25 carbon atoms), che è presente quando vi è ghiaccio marino durante la primavera.

La barra verticale gialla segnala un periodo di forte afflusso di acqua di fusione, come evidenziato dai dati sugli isotopi stabili di ossigeno (δ18O) dei foraminiferi bentonici. Questo dato suggerisce un possibile collegamento tra i cambiamenti climatici e la variazione dei biomarcatori.

I triangoli neri rappresentano le date ottenute tramite la datazione al radiocarbonio, utilizzate per calibrare la cronologia del nucleo sedimentario.

L’interpretazione di queste variazioni permette ai ricercatori di ricostruire le condizioni ambientali passate, come la produttività biologica, le variazioni climatiche e i cambiamenti nell’estensione del ghiaccio marino. Ad esempio, un picco nei tassi di accumulo di IP25 può indicare un aumento della copertura di ghiaccio marino, mentre un incremento del campesterolo potrebbe riflettere un aumento dell’apporto di materia vegetale da fonti terrigene. Analizzando questi dati in congiunzione con altri indicatori geologici e climatici, i paleoclimatologi possono costruire una narrazione dettagliata delle condizioni ambientali nel corso del tempo.