https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/abs/10.1029/2022PA004578

Discussione Come dimostrato in studi precedenti di Lochte et al. (2019a, 2019b), il carotaggio sedimentario MSM45_19-2 costituisce un archivio ideale per lo studio dei cambiamenti paleoceanografici dell’Olocene postglaciale nella shelf nord-occidentale del Labrador. I nuovi record proxy ad alta risoluzione qui presentati forniscono informazioni aggiuntive e dettagliate riguardo le variazioni nelle condizioni del ghiaccio marino, l’apporto terrigeno e la produttività primaria marina.

4.1. Fonti di Proxy di Produttività Studi precedenti hanno identificato fonti non marine per i biomarcatori del fitoplancton brassicasterolo e dinosterolo. Il brassicasterolo è stato dimostrato essere associato o con una fonte limnica in regioni della piattaforma continentale artica dominate dai fiumi, per esempio, il Mare di Laptev (Fahl & Stein, 1999; Hörner et al., 2016; Yunker et al., 1995) o con una fonte di ghiaccio marino nell’Arcipelago Artico Canadese (Belt et al., 2013). Il dinosterolo, invece, è stato identificato nei laghetti di fusione dei ghiacciai antartici (Jungblut et al., 2009). Quindi, è concepibile che questi biomarcatori possano essere stati trasportati al nostro sito di carotaggio dal ghiaccio marino e/o dai laghi di fusione/proglaciali della LIS, oltre alla loro produzione nella superficie oceanica da fitoplancton marino.

Per testare una fonte non marina di brassicasterolo e dinosterolo, abbiamo esaminato la loro relazione con il biomarcatore terrigeno campesterolo, che deriva prevalentemente dalle piante terrestri

Un’altra spiegazione per le correlazioni osservate tra biomarcatori terrigeni e di fitoplancton in acque libere potrebbe essere il contributo del campesterolo trasportato dal ghiaccio marino, che ha fertilizzato le fioriture di fitoplancton. Ciò è stato precedentemente osservato con un’alta accumulazione simile di steroli terrigeni e biomarcatori di fitoplancton in contesti di bordo del ghiaccio e polynya a causa di intensa erosione glaciale e fusione (es. Stein et al., 2017a). Nel nostro record, troviamo evidenze di questo scenario, ossia, correlazioni leggermente elevate tra IP25 e campesterolo (r2=0.42, p<0.001, vedi Tabella S5 nelle Informazioni Supplementari S1). Inoltre, il nostro record di biomarcatori di ghiaccio marino indica la presenza di ghiaccio marino e, in alcuni casi, la presenza di un bordo di ghiaccio attivo durante i periodi di alta correlazione tra dinosterolo e campesterolo. L’erosione glaciale e/o il ghiaccio marino “sporco” proveniente dalla Baia di Hudson o dalla costa del Labrador potrebbero essere una spiegazione per la relazione di questi biomarcatori, escludendo una fonte alloctona di brassicasterolo e dinosterolo.In sintesi, raccomandiamo cautela nell’uso del brassicasterolo e del dinosterolo come indicatori singoli della produttività del fitoplancton. Tuttavia, le correlazioni osservate sembrano supportare l’ipotesi di un apporto di materiale terrigeno e biomarcatori associati attraverso il ghiaccio marino, che a sua volta potrebbe aver favorito le fioriture di fitoplancton. Nel seguito, ci concentreremo principalmente sul dinosterolo, il biomarcatore di fitoplancton che mostra le correlazioni più basse con lo sterolo terrigeno campesterolo e il biomarcatore di ghiaccio marino IP25 per l’intero record. Per evitare interpretazioni errate dei segnali di dinosterolo, li interpretiamo insieme a BSi e TOC come indicatori di produttività marina.

BSi è un altro indicatore della produttività del fitoplancton (diatomee) (es., Nelson et al., 1999; Ragueneau et al., 2000; Stein et al., 2017b). Per questo proxy, non troviamo una correlazione né con il biomarcatore di ghiaccio marino IP25 né con lo sterolo terrigeno campesterolo (r2=0.24,0.23; Figura 4, Tabella S6a nelle Informazioni Supplementari S1). Basandoci sulla lieve correlazione tra BSi e TOC (r2=0.70; Tabella S6 nelle Informazioni Supplementari S1), supponiamo che le concentrazioni di TOC siano per la maggior parte guidate dalla produttività marina. Inoltre, non troviamo una chiara correlazione tra il brassicasterolo e il BSi (r2=0.24; Tabella S6a nelle Informazioni Supplementari S1). Questo sostiene i risultati di Dubois et al. (2010), che non hanno trovato una relazione stretta tra l’opale sedimentario e le concentrazioni di brassicasterolo. Propongono o un cambiamento nelle assemblaggi di diatomee, o una diversa conservazione sedimentaria di BSi e brassicasterolo, che potrebbero entrambi spiegare i nostri risultati.

Insieme, queste considerazioni suggeriscono cautela nell’interpretare singoli indicatori per la produttività marina e ci portano a considerare la combinazione di tutti gli indicatori per la produttività del fitoplancton marino in acque libere nel nostro sito di carotaggio.

la Figura 5 è una rappresentazione grafica delle correlazioni tra la concentrazione di quattro biomarcatori specifici (brassicasterol, dinosterol, HBI III [Z] e campesterol) e il biomarcatore di ghiaccio marino IP25, tutti espressi come concentrazioni in microgrammi per grammo di carbonio organico totale (μg/gTOC), nel contesto di studi paleoambientali.

Ognuno dei quattro pannelli in figura mostra un grafico di dispersione per un diverso biomarcatore rispetto a IP25. I punti sui grafici rappresentano misurazioni individuali dai campioni di sedimenti, distribuiti su cinque distinti intervalli di tempo preistorici, indicati da diversi colori e forme di simboli che corrispondono a periodi specifici indicati in migliaia di anni prima del presente (Kyr BP):

  • 9.3–8.9 Kyr BP: triangoli arancioni
  • 8.9–7.5 Kyr BP: cerchi verdi
  • 7.5–6.2 Kyr BP: quadrati blu
  • 6.2–3.5 Kyr BP: diamanti rossi
  • 3.5–0 Kyr BP: cerchi gialli

Il valore r2 è un coefficiente di determinazione che indica la proporzione della varianza nel biomarcatore di interesse che può essere spiegata dalla sua relazione lineare con IP25. Un valore di r2 vicino a 1 indica una forte correlazione lineare, mentre un valore vicino a 0 indica assenza di correlazione. La significatività statistica di questa correlazione è indicata dal valore di p; un valore di p inferiore a 0.05 generalmente indica che la correlazione non è avvenuta per caso.

Le osservazioni specifiche dai grafici possono essere riassunte come segue:

  • Il brassicasterol mostra una correlazione positiva con IP25 con un r2 di 0.27, indicando una moderata associazione con la presenza di ghiaccio marino stagionale.
  • Il dinosterol presenta una correlazione molto bassa con IP25 (r2=0.04), suggerendo che non è strettamente associato alle condizioni di ghiaccio marino nei periodi studiati.
  • HBI III (Z) mostra una correlazione leggermente più forte con IP25 (r2=0.42), suggerendo un’associazione con le condizioni di ghiaccio marino più evidente rispetto al dinosterol.
  • Il campesterol mostra una correlazione con IP25 simile a quella di HBI III (Z) con un r2 di 0.42, suggerendo anch’esso una moderata associazione con la presenza di ghiaccio marino.

La classificazione degli scenari di ghiaccio marino segue quella proposta da Müller et al. (2011), che identifica diverse fasi della copertura di ghiaccio marino, da una copertura permanente a condizioni libere da ghiaccio, fino a una variabile stagionale.

In sintesi, questi dati indicano che ci sono state variazioni significative nelle relazioni tra la produzione di biomarcatori specifici e le condizioni di ghiaccio marino nel corso di questi intervalli di tempo geologici, il che può fornire intuizioni sulle dinamiche del ghiaccio marino e sui cambiamenti nella produttività del fitoplancton in risposta alle condizioni ambientali passate.

La Figura 6 è una rappresentazione schematica che illustra le variazioni nella deposizione di biomarcatori e l’influenza delle correnti oceaniche sulla piattaforma continentale del Labrador a 58°N durante cinque distinti intervalli di tempo nell’arco degli ultimi 9.3 migliaia di anni (Kyr BP).

Ogni strato del diagramma corrisponde a un intervallo temporale specifico e illustra i seguenti elementi:

  • Biomarcatori di ghiaccio marino: rappresentati da cerchi blu, indicano la produzione e l’accumulo di biomarcatori associati alla presenza di ghiaccio marino.
  • Biomarcatori di fitoplancton: mostrati come ovali verdi, denotano la produzione e l’accumulo di biomarcatori derivati dalla produttività del fitoplancton in acque libere (non coperte da ghiaccio marino).
  • Materiale sospeso: le aree marroni simboleggiano l’apporto di materie in sospensione che trasportano steroli terrigeni.
  • Steroli terrigeni: identificati con il colore arancione, indicano la presenza e l’accumulo di biomarcatori derivati da fonti terrestri.

Le frecce colorate rappresentano l’accumulo di questi biomarcatori:

  • Frecce blu: accumulo di biomarcatori di ghiaccio marino.
  • Frecce verdi: accumulo di biomarcatori di fitoplancton in acque libere.
  • Frecce arancioni: accumulo di biomarcatori terrigeni.

Le correnti dominanti sono indicate da frecce colorate e denominate:

  • Frecce blu: Corrente del Labrador (LC) e Corrente di Baffin (BC), indicanti acque fredde.
  • Frecce rosse: Corrente della Groenlandia Occidentale (WGC), che indica un flusso di acque più calde.

La dimensione delle frecce riflette l’influenza o la forza di queste correnti. Una freccia più grande suggerisce una maggiore influenza o forza della corrente durante un dato periodo di tempo.

L’illustrazione mostra anche la posizione di un sito di carotaggio del sedimento, MSM45_19-2, che è il punto di riferimento per l’accumulo di biomarcatori.

Analizzando i diversi strati del diagramma:

  • Durante il periodo 9.3–8.9 Kyr BP, si osserva un bilancio tra la produzione di biomarcatori di ghiaccio marino e fitoplancton, suggerendo una situazione di transizione o variabilità delle condizioni di ghiaccio.
  • Nel periodo 8.9–7.5 Kyr BP, la maggiore influenza della WGC potrebbe indicare un periodo di riduzione della copertura di ghiaccio marino, con conseguenti impatti sulla produzione di biomarcatori.
  • Nei periodi successivi, si osserva un’evoluzione delle condizioni, con variazioni nella deposizione di biomarcatori e nell’influenza delle correnti.

Questo schema aiuta a interpretare come le variazioni ambientali e climatiche abbiano influenzato la deposizione di biomarcatori sulla piattaforma del Labrador, offrendo insight sulla storia paleoceanografica e paleoclimatica della regione.

4.2. Ricostruzioni Semi-Quantitative del Ghiaccio Marino

Il marcatore di fitoplancton HBI III (Z) è considerato un marcatore più specifico per il fitoplancton marino ed è stato utilizzato per il calcolo dell’indice PIIIIP₂₅ (Belt et al., 2015; Smik et al., 2016). Uno dei principali vantaggi dell’uso di HBI III (Z) come biomarcatore di fitoplancton nel calcolo dell’indice PIP₂₅ è la sua concentrazione simile a quella di IP₂₅, rendendo superfluo l’utilizzo del fattore di bilanciamento c per il Mare di Barents (Belt et al., 2015; Smik et al., 2016). Tuttavia, il nostro record dalla Piattaforma Continentale del Labrador mostra differenze di concentrazione maggiori tra IP₂₅ e HBI III (Z), risultando in un fattore c di 0.2862 (Figura 4, Figura S2 nell’Informazione di Supporto S1). Inoltre, la provenienza di HBI III (Z) non è ancora completamente definita (Belt et al., 2017; Rowland et al., 2001) e la relazione tra HBI III (Z), IP₂₅ e la concentrazione di ghiaccio marino è stata studiata solo in pochi campioni dalla Piattaforma del Labrador (Kolling et al., 2020). La maggior parte degli studi precedenti si concentra su ambienti più tipicamente artici (Belt et al., 2015; Köseoğlu et al., 2018; Ribeiro et al., 2017; Smik & Belt, 2017; Smik et al., 2016). Inoltre, Saini et al. (2020) hanno correlato picchi periodici e elevati di HBI III (Z), come osservato nel nostro campione, con fioriture di fitoplancton legate all’upwelling indotto dal vento in ambienti di margine del ghiaccio/polynya durante i mesi invernali. Di conseguenza, HBI III (Z) potrebbe rappresentare uno scenario molto specifico nella nostra area di studio, non necessariamente adatto a contribuire a una ricostruzione del ghiaccio marino più generale. Basandoci su ciò, l’indice PIIIIP₂₅ del nostro record deve essere interpretato con cautela, specialmente per quanto riguarda le ricostruzioni semi-quantitative del ghiaccio marino.

Considerando le incertezze sui produttori e l’ecologia esatta di HBI III (Z) e la possibile origine non marina del brassicasterolo (vedi Sezione 4.1), riteniamo che l’indice PDIP₂₅ sia il più affidabile. Tuttavia, l’interpretazione esatta delle condizioni di ghiaccio marino rimane complessa in assenza di set di dati superficiali più ampi. Procederemo con cautela nella sua interpretazione e lo utilizzeremo solo in combinazione con le concentrazioni/tassi di accumulo dei biomarcatori studiati per il ghiaccio marino e la produttività del fitoplancton.

Nonostante queste considerazioni, riteniamo che i nostri record siano coerenti con precedenti ricostruzioni paleoceanografiche, in particolare quelle relative al ghiaccio marino e alla Corrente del Groenlandia Occidentale (WGC) nella regione del Labrador (ad esempio, Limoges et al., 2020; Saini et al., 2020; You et al., 2023) (Figura 6). Questi saranno discussi nella Sezione 4.3.

Figura 7. Confronto di diversi proxy dalla piattaforma continentale del Labrador, dal Mare del Labrador e dalla Baia di Baffin in relazione all’età (Kyr BP).

(a) Isotopi stabili di ossigeno bentonici δ¹⁸O (Lochte et al., 2019a), che rappresentano variazioni nelle temperature del fondo marino o nel volume dei ghiacciai globali attraverso il rapporto isotopico dell’ossigeno nei foraminiferi bentonici.

(b) Gruppo atlantico di foraminiferi bentonici (adattato da Lochte et al., 2019b), che indica l’abbondanza relativa di una comunità di foraminiferi che risiede sui fondali marini, utilizzata come indicatore delle condizioni ambientali passate.

(c) Tassi di accumulo di IP25 (in μg/cm²/Kyr) e (d) indice PDIP₂₅ (questo studio) dalla piattaforma continentale del Labrador: L’IP25 è un biomarcatore organico prodotto da diatomee associate al ghiaccio marino, e i suoi tassi di accumulo possono riflettere le variazioni storiche nella copertura del ghiaccio marino. L’indice PDIP₂₅ è un calcolo che combina il biomarcatore IP25 con un altro biomarcatore che indica la produttività del fitoplancton.

(e) Tassi di accumulo di IP25 (in μg/cm²/Kyr) e (f) indice PDIP₂₅ dal Mare del Labrador nord-occidentale (You et al., 2023): Rappresentazione dei tassi di accumulo e dell’indice PDIP₂₅ per la regione nord-occidentale del Mare del Labrador, fornendo dati comparabili per la zona.

(g) Tassi di accumulo di IP25 (in μg/cm²/Kyr) e (h) indice PDIP₂₅ dalla Baia di Baffin nord-orientale (Limoges et al., 2020; Saini et al., 2020): Questi pannelli mostrano le misurazioni equivalenti per la Baia di Baffin, contribuendo ad un confronto tra diverse regioni del Nord Atlantico.

(i) Ricostruzioni dell’NAO (Olsen et al., 2012), dove NAO sta per Oscillazione Nord Atlantica, un indice che riflette le variazioni climatiche nell’Atlantico settentrionale.

(j) Temperature della Groenlandia dal nucleo di ghiaccio GISP (Alley et al., 2010): Questi dati forniscono una registrazione delle temperature passate basate sull’analisi dei nuclei di ghiaccio della Groenlandia.

(k) Media dell’insolazione solare a 58°N (Laskar et al., 2004): L’insolazione è la quantità di energia solare ricevuta per unità di area, e la sua media è importante per comprendere le forzanti del clima passato.

La barra verticale gialla indica il periodo di massimo deflusso di acque di fusione dallo Scudo del Laurentide verso l’area di studio, un evento significativo che può essere correlato con le variazioni osservate nei proxy.

I numeri romani indicano i diversi intervalli climatici identificati sulla piattaforma continentale del Labrador, che possono essere correlati a importanti cambiamenti climatici regionali e globali.


Questa figura mette in relazione diversi dati paleoceanografici e paleoclimatici per fornire una comprensione integrata dei cambiamenti ambientali avvenuti nella regione di studio nel corso del tempo.

4.3. Condizioni Ambientali sulla Piattaforma Continentale del Labrador

4.3.1. Intervallo I: 9,3–8,9 Kyr BP

Le condizioni minime di ghiaccio marino sono indicate da concentrazioni relativamente basse del marcatore di produttività del ghiaccio marino IP₂₅ nel periodo 9,3–8,9 Kyr BP (Figura 4). In combinazione con concentrazioni intermedie del marcatore del fitoplancton dinosterolo, l’indice di ghiaccio marino PDIP₂₅ suggerisce condizioni di ghiaccio marino inferiori rispetto all’attuale (Figure 5 e 7). Questa osservazione è coerente con studi precedenti sul Mare del Labrador, i quali hanno dedotto un arretramento del ghiaccio marino perenne in questo intervallo temporale (Gibb et al., 2015; Saini et al., 2022).

Si osserva che gli assemblaggi di foraminiferi bentonici sono stati interpretati come indicatori di un forte afflusso sottomarino polare/LC e di una copertura di ghiaccio marino quasi perenne nel nostro sito di carotaggio (Lochte et al., 2019b). Tuttavia, ciò differisce dai nostri dati sui biomarcatori nello stesso nucleo sedimentario. I foraminiferi bentonici non sono necessariamente indicatori diretti della presenza di ghiaccio marino (Seidenkrantz, 2013), e si ritiene che il proxy di ghiaccio marino più diretto, IP₂₅, fornisca un segnale più affidabile. Le ricostruzioni basate su IP₂₅ e dinocisti, nelle aree nord-occidentale e nord-orientale del Mare del Labrador, indicano anche una riduzione del ghiaccio marino in questo periodo (Gibb et al., 2015; Saini et al., 2020; You et al., 2023). Questi risultati supportano la nostra interpretazione, ma non escludono un forte influsso di acque polari e della Corrente del Labrador (LC), come indicato dai foraminiferi bentonici (Lochte et al., 2019b). La combinazione di una ridotta copertura di ghiaccio marino in un’importante area di generazione del ghiaccio marino per la Piattaforma del Labrador e un aumento dell’intensità della LC potrebbe spiegare le nostre osservazioni.

Le concentrazioni intermedie dello sterolo terrigeno campesterolo durante questo periodo (Figura 4) possono suggerire un apporto relativamente elevato di materiale terrigeno dai ghiacciai adiacenti, vale a dire dai ghiacciai Laurentide, Inuitiano e della Groenlandia. Alte concentrazioni di %C₃₇:₄ sostengono questa interpretazione, poiché livelli elevati di %C₃₇:₄ sono stati inferiti come indicatori di un intenso apporto di acque di fusione (Lochte et al., 2019a, e riferimenti al suo interno). In modo simile, un significativo apporto di acque di fusione è stato rilevato da altri studi nel Mare del Labrador durante questo intervallo temporale (ad esempio, Andrews et al., 1999).

Nell’intervallo temporale tra 9,3 e 8,9 Kyr BP, abbiamo osservato un accumulo da intermedio ad elevato di proxy associati alla produttività del fitoplancton in acque libere (ad esempio, TOC, BSi in Figura 3; dinosterolo, brassicasterolo in Figura 4). Le condizioni minime di ghiaccio marino sembrano aver favorito la produttività del fitoplancton, che probabilmente ha beneficiato di una disponibilità elevata di nutrienti nella zona fotica a causa dell’alto apporto terrigeno. Questo potrebbe anche spiegare l’elevata correlazione tra i biomarcatori terrigeni e quelli del fitoplancton, e supporterebbe di fatto l’origine marina del brassicasterolo e del dinosterolo (vedi Sezione 4.1).

In sintesi, nel periodo compreso tra 9,3 e 8,9 Kyr BP, la localizzazione del nucleo sulla piattaforma continentale nord-occidentale del Labrador è stata influenzata da una copertura di ghiaccio marino stagionale bassa o variabile e da un elevato apporto terrigeno dai ghiacciai circostanti. Ciò, a sua volta, sembra aver promosso la produttività del fitoplancton (Figura 6).

4.3.2. Intervallo II: 8,9–7,5 Kyr BP

L’Intervallo II, compreso tra 8,9 e 7,5 Kyr BP, è caratterizzato da un aumento delle concentrazioni di IP₂₅, indicando un incremento della produttività delle alghe del ghiaccio marino e, conseguentemente, un aumento del ghiaccio marino stagionale (Figure 4 e 6). Questo aumento del ghiaccio marino si verifica in concomitanza con un rafforzato afflusso di acque atlantiche (Figure 6 e 7; Lochte et al., 2019a), che convoglia maggiori quantità di acqua atlantica verso l’interno della Corrente del Labrador (LC) (per esempio, Lochte et al., 2019a, 2019b; Yang & Piper, 2021). Questo sembra aver promosso il melting subglaciale che ha portato al primo sfogo del Lago Agassiz-Ojibway intorno a 8,5 Kyr BP e al picco di acque di fusione associato al crollo della Sella di Ghiaccio della Baia di Hudson intorno a 8,5 Kyr BP, identificato da una forte riduzione del rapporto isotopico δ¹⁸O (Lochte et al., 2019a). Con l’incremento dell’afflusso di acque atlantiche, è aumentato l’apporto di acque di fusione verso la Piattaforma Continentale del Labrador, portando a una ridotta salinità superficiale che può aver gradualmente favorito la formazione di ghiaccio marino (ad esempio, Close et al., 2018), come indicato nei nostri dati. Queste osservazioni sono supportate da incrementi bruschi nel ghiaccio marino durante le intrusioni di acque di fusione e riduzioni della temperatura superficiale del mare (SST) tra 8,74 e 8,33 Kyr BP nel Mare del Labrador nord-occidentale (Figura 7; You et al., 2023).

Nell’arco di tempo tra 8,9 e 7,5 Kyr BP, i nostri dati indicano un lieve aumento dell’apporto terrigeno e della produttività in acque aperte (Figure 3 e 4). Tuttavia, si notano forti fluttuazioni nei biomarcatori del fitoplancton, suggerendo un ambiente variabile. È probabile che un intenso afflusso di acqua dolce durante questo evento abbia a tratti creato una lente di acqua dolce povera di nutrienti, causando un raffreddamento superficiale e un’intensificata stratificazione, ostacolando la maggior parte della produttività biogenica. Ciò è particolarmente evidente nei tassi di sedimentazione, che mostrano un netto calo intorno a 8,3 Kyr BP (Figura 3).

In altri periodi, un maggiore apporto di materiale terrigeno potrebbe aver favorito le fioriture di fitoplancton. L’influenza dell’acqua dolce e la conseguente stratificazione (stagionale) della colonna d’acqua e il suo impatto sulle diverse specie di fitoplancton nell’oceano moderno sono stati oggetto di diverse ricerche recenti (ad esempio, Mathis & Mikolajewicz, 2020; von Appen et al., 2021). L’aumento più pronunciato delle alghe del ghiaccio marino rispetto alla produttività del fitoplancton porta a un incremento dell’indice PDIP₂₅, indicando un’estensione della copertura del ghiaccio marino stagionale (Figure 5 e 7). Il massimo estensione del ghiaccio marino sembra essere stato raggiunto tra 8,4 e 8,0 Kyr BP (Figura 7), in correlazione con il picco delle acque di fusione associate all’ultimo sfogo del Lago Agassiz-Ojibway e al collasso della Sella di Ghiaccio della Baia di Hudson intorno a 8,5 Kyr BP (Lochte et al., 2019a). L’influenza dello sfogo delle acque di fusione è evidente anche negli aumenti del ghiaccio marino nel Mare del Labrador nord-orientale (Figura 7; You et al., 2023).

A partire da 8,2 Kyr BP, alte concentrazioni di IP₂₅ e HBI III (Z) (Figura 4) indicano la formazione di un bordo di ghiaccio marino stabile all’inizio della primavera nella zona del nucleo sulla piattaforma continentale settentrionale del Labrador. La conseguente risalita locale di nutrienti, che è generalmente associata con le condizioni di bordo del ghiaccio marino (Sakshaug, 2004), potrebbe aver favorito la produttività del fitoplancton, come indicato da un lieve aumento nei marcatori di fitoplancton (Figure 3 e 4). Un’influenza continua e intensa delle acque di fusione durante questo intervallo, come evidenziato dalle alte concentrazioni di %C₃₇:₄ e dai bassi valori di δ¹⁸O (Lochte et al., 2019a; Figura 7), supporta l’interpretazione di un persistente elevato apporto di acqua dolce. Un altro processo che potrebbe spiegare le elevate concentrazioni di HBI III (Z) durante questo periodo è un intensificato movimento del ghiaccio marino, osservato durante l’apertura del Canale di Kennedy nello Stretto di Nares (Georgiadis et al., 2020). Stabilire se le elevate concentrazioni di HBI III (Z) siano dovute a un bordo di ghiaccio marino, a impulsi di ghiaccio alla deriva, o a una combinazione di entrambi è difficile da determinare basandosi sui nostri dati.

Gli aumenti del ghiaccio marino e l’instaurazione di un bordo di ghiaccio sulla località del nucleo coincidono con l’ampio evento freddo di 8,2 Kyr BP causato da un importante disturbo nella Circolazione Meridionale dell’Atlantico (AMOC) a causa di un massiccio afflusso di acque di fusione (Ellison et al., 2006; Kleiven et al., 2008). Sembra che il raffreddamento atmosferico sia seguito al picco delle acque di fusione (Figura 7; Lochte et al., 2019a) e agli aumenti del ghiaccio marino sulla Piattaforma Continentale del Labrador e nel Mare del Labrador (Figura 7; You et al., 2023). Ciò potrebbe essere collegato a incertezze nei modelli di età, ovvero correzioni del serbatoio, o da un ritardo temporale tra la circolazione oceanica e le temperature atmosferiche (Muschitiello et al., 2019).

Per riassumere, l’intervallo II è caratterizzato da un aumento del ghiaccio marino stagionale, promosso da ridotte salinità seguenti i grandi sfoghi di acqua dolce dallo scioglimento della Last Ice Sheet (LIS), che hanno causato un raffreddamento atmosferico diffuso (Figura 7) (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). L’alto apporto di acqua dolce sembra aver creato un ambiente variabile per la produttività del fitoplancton, che oscillava tra acqua dolce priva di nutrienti e apporto terrigeno contenente nutrienti (Figure 4 e 6).

4.3.3. Intervallo III: 7,5–6,2 Kyr BP

In seguito agli eventi improvvisi di afflusso di acqua dolce e raffreddamento tra 8,5 e 8,2 Kyr BP, le concentrazioni di IP₂₅ sono diminuite, segnalando una riduzione della produttività delle diatomee del ghiaccio marino intorno a 7,5 Kyr BP (Figura 4). La produttività del fitoplancton in acque libere rimane variabile ma relativamente alta (Figura 4). Il margine attivo del ghiaccio marino, che in precedenza dominava la località del nucleo, si è probabilmente spostato più a nord, come indicato dalla continua diminuzione di IP₂₅ e dall’assenza quasi totale dell’accumulo di HBI III (Z) (Figura 4). I biomarcatori di ghiaccio marino e fitoplancton, combinati nell’indice PDIP₂₅, indicano concentrazioni intermedie di ghiaccio marino, che potrebbero rappresentare condizioni di ghiaccio marino stagionale basso (Figura 7). Queste scoperte concordano con i registri di ghiaccio marino dalla Baia di Baffin orientale e dal Mare del Labrador nord-occidentale, dove sono osservate condizioni ridotte di ghiaccio marino stagionale fino a condizioni prive di ghiaccio, rispettivamente a partire da 7,75 Kyr BP e 8 Kyr BP (Figura 7; Saini et al., 2020; You et al., 2023). La riduzione del ghiaccio marino stagionale può essere collegata al Massimo Termico dell’Olocene (HTM), generalmente associato a un’alta insolazione estiva nell’emisfero settentrionale (Figura 7), unitamente a una diminuzione dell’influenza delle acque di fusione dovuta all’avanzata deglaciazione del Domo di Ghiaccio del Labrador durante questo periodo (Dalton et al., 2020). L’HTM è stato osservato nel nord-est del Canada a partire da 8,5 Kyr BP, con un aumento delle temperature atmosferiche (Kaufman et al., 2004). Inoltre, l’HTM è stato caratterizzato da un minor afflusso di acque atlantiche e un crescente influsso della fredda Corrente di Baffin (BC) verso l’interno della LC, come dedotto dagli assemblaggi di foraminiferi bentonici (Figura 7) (Lochte et al., 2019b). In combinazione con le condizioni di ghiaccio marino in diminuzione nella Baia di Baffin (Figura 7) (Limoges et al., 2020; Saini et al., 2020) e nel Mare del Labrador (Gibb et al., 2015), l’aumentato afflusso di acque polari potrebbe aver comportato una ridotta avvezione di ghiaccio marino verso la nostra località di campionamento.

L’apporto terrigeno, come inferito dalle concentrazioni di campesterolo, rimane relativamente elevato durante l’intervallo III (Figura 4). Questa tendenza può essere collegata ai ghiacciai residui sul Labrador (Dalton et al., 2020; Rashid et al., 2017) e all’aumento della vegetazione nelle aree recentemente deglaciate, come ad esempio il lago Hebron (Lamb, 1984). Questi sembrano essere segnali piccoli e localizzati che hanno influenzato soltanto la Piattaforma Continentale del Labrador, dato che altri dati dal Mare del Labrador nord-orientale non registrano impulsi significativi di acque di fusione (You et al., 2023).

La produttività del fitoplancton rimane notevolmente variabile, il che potrebbe essere correlato all’aumento della produttività primaria, come dedotto dagli assemblaggi di foraminiferi bentonici nella nostra località di carotaggio (Lochte et al., 2019b). Tuttavia, si osserva una diminuzione delle concentrazioni di dinosterolo intorno a 6,4 Kyr BP, che potrebbe suggerire una riduzione della produttività del fitoplancton (Figura 4). Una diminuzione della produttività del fitoplancton, a sua volta, è in linea con i risultati ottenuti dal Mare del Labrador nord-occidentale, dove le ricostruzioni basate su dinocisti hanno rivelato una generale diminuzione della produttività annuale a partire da circa 7 Kyr BP. Questo andamento è accompagnato da una stratificazione più debole a causa di un minore afflusso di acque di fusione e da un cambiamento verso temperature superficiali del mare (SST) invernali più calde, ma estive più fredde (Gibb et al., 2014).

In sintesi, l’intervallo III (7,5–6,2 Kyr BP) può essere associato all’inizio del Massimo Termico dell’Olocene (HTM), con condizioni di ghiaccio marino stagionale ridotto e un apporto terrigeno variabile ma elevato, a causa dei ghiacciai rimanenti nell’entroterra (Figura 6). La produttività del fitoplancton potrebbe aver tratto beneficio sia dalle condizioni più aperte di ghiaccio marino sia dall’apporto di nutrienti provenienti da fonti terrigene (Figura 6).

4.3.4. Intervallo IV: 6.2–3.5 Kyr BP

Concentrazioni relativamente basse di IP₂₅ tra 6.2 e 4.3 Kyr BP indicano una fase di scarsa produttività delle alghe di ghiaccio marino, seguita da un leggero aumento dopo 4.3 Kyr BP (Figura 4). Dopo una breve fase di bassa produttività del fitoplancton, basata sulle concentrazioni di brassicasterolo e dinosterolo, si osserva un leggero aumento della produttività del fitoplancton che rimane a livelli intermedi (Figura 4). TOC e BSi indicano una produttività relativamente alta con significativa variabilità durante questo periodo (Figura 3). Inoltre, i tassi di accumulo e le concentrazioni dei biomarcatori non mostrano una tendenza parallela, il che può indicare un cambiamento nel regime di sedimentazione.

La combinazione di IP₂₅ e dinosterolo porta a un indice PDIP₂₅ relativamente alto (Figura 7), indicando condizioni stagionali intense di ghiaccio marino sulla Piattaforma del Labrador per questo intervallo. Basandosi sulla diminuzione parallela dei biomarcatori di ghiaccio marino e fitoplancton, si ipotizza che le condizioni del ghiaccio marino siano diventate più severe rispetto all’intervallo precedente III (Figura 6).

Da un lato, condizioni relativamente calde, associate con l’HTM, sono state trovate per l’intervallo tra 6.2 e 3 Kyr BP; le temperature dell’aria sopra la Groenlandia rimangono relativamente calde (Figura 7; Alley et al., 2010), sono riportate anche SST calde dalla Baia di Baffin (Allan et al., 2021; Levac, 2001) e si segnala una diminuzione del ghiaccio marino nella Baia di Baffin orientale (Saini et al., 2022). D’altro canto, i nostri risultati indicano un raffreddamento e un aumento del ghiaccio marino stagionale, basato sulle concentrazioni di IP₂₅, sulla Piattaforma del Labrador. Questo è supportato da scoperte di raffreddamento e addolcimento delle acque interne del LC dovuto all’alto scioglimento nell’Artico e all’aumento dell’esportazione di acqua di fusione verso il Mare del Labrador. Questo, a sua volta, sembra aver stabilizzato le acque superficiali e favorito il raffreddamento invernale e la crescita del ghiaccio marino (Deser, 2002; Solignac et al., 2011). Questo raffreddamento è evidenziato anche dalla diminuzione delle temperature dell’acqua sottosuperficiale nel nucleo MSM45-19_2 tra 6.2 e 5.6 Kyr BP (Lochte et al., 2019b) e anche dall’aumento del ghiaccio marino e dalla diminuzione delle SST al largo di Terranova (Richerol et al., 2016; Sheldon et al., 2016). Si presume che un forte LC interno, influenzato da un forte BC (deflusso polare attraverso la Baia di Baffin occidentale) (Lochte et al., 2019b) e un WGC (afflusso atlantico lungo la Baia di Baffin orientale), influenzato da un forte afflusso di Acqua Intermedia Atlantica (Jennings et al., 2002), abbia causato i segnali opposti nell’est (Baia di Baffin orientale) e nell’ovest (Piattaforma Canadese).Va notato che alcune registrazioni da località più meridionali sulla piattaforma canadese orientale indicano un periodo di riscaldamento tra circa 5.6 e 3.5 Kyr BP (es., Lochte et al., 2020; Sheldon et al., 2016) associato all’HTM (Kaufmann et al., 2004). Cléroux et al. (2008) hanno supposto che la LC non raggiungesse il loro sito di carotaggio al largo della Carolina del Nord e che uno spostamento verso nord della Corrente del Golfo avesse creato un trend di riscaldamento. Nel nostro record, non osserviamo un’indicazione chiara di riscaldamento. Le concentrazioni di IP₂₅ e dinosterolo sono relativamente basse durante questo periodo (Figura 4). In contrasto, le concentrazioni di TOC così come le foraminifere bentoniche (Lochte et al., 2019b) indicano una fase di alta produttività (Figura 3). Un’influenza più forte delle acque derivate dalla Corrente del Golfo dovrebbe risultare in un chiaro riscaldamento, indicato da tutti i proxy. Presumiamo che il segnale registrato nelle registrazioni più a sud non abbia raggiunto o influenzato il sito di carotaggio sulla Piattaforma del Labrador. La parte nord-occidentale della Piattaforma del Labrador sembra essere influenzata principalmente da un forte LC interno e dalla riduzione dell’insolazione solare e dall’inizio del raffreddamento Neoglacial che è iniziato intorno a 4–5 Kyr BP nel nord-est del Canada con una serie di riavanzamenti glaciali (Andrews et al., 1999; Andrews & Tedesco, 1992; Davis & Jacobson, 1985). Tuttavia, un Corrente del Golfo più forte influenzerà successivamente la NAC e l’IrC che alimentano il WGC, il che potrebbe spiegare i segnali più caldi trovati nelle registrazioni della Baia di Baffin orientale (descritti sopra). Gli steroli terrigeni sulla Piattaforma del Labrador mostrano un picco finale intorno a 5.5 Kyr BP, che potrebbe essere correlato alla scomparsa degli ultimi ghiacciai in Labrador (Dalton et al., 2020). Dopo questo picco, le concentrazioni di steroli mostrano una tendenza al calo, indicando che l’apporto terrigeno era relativamente basso durante l’intervallo IV (Figura 3).

4.3.5. Intervallo V: 3.5–0 kyr BP

La tendenza crescente nel ghiaccio marino stagionale, indicata dall’aumento delle concentrazioni di IP25 e dei valori PdIP25, continua e diventa più evidente negli ultimi 3.5 kyr (chiloanni prima del presente) (Figure 5 e 7). Presumiamo che il ghiaccio marino sia rimasto stagionale senza la formazione di un margine di ghiaccio nelle vicinanze del sito del nucleo, dato che l’accumulo e la concentrazione di HBI III (Z) rimangono a livelli bassi (Figura 4). Questo incremento del ghiaccio marino stagionale sulla piattaforma del Labrador è associato alla tendenza di raffreddamento del Neoglaciale, legata al declino dell’insolazione solare (Figura 7). I nostri risultati sono in accordo con quelli provenienti dal nord-ovest del Mare del Labrador, dove le ricostruzioni basate su dinocisti indicano condizioni di superficie marina più fredde e meno salate, con un aumento della copertura di ghiaccio dopo 2 kyr BP (Gibb et al., 2014).

Presumiamo che questo incremento del ghiaccio marino sia associato a una prevalente modalità positiva dell’NAO (Oscillazione Nord Atlantica) durante la Neoglaciazione (Figura 7; Olsen et al., 2012). La modalità positiva dell’NAO è associata a venti più forti da nord-ovest che portano aria artica e/o anomalie di bassa salinità e temperatura nell’area di studio, favorendo la formazione di ghiaccio marino locale (Deser, 2002; Drinkwater, 1996; Petrie, 2007; Prinsenberg et al., 1997). Tuttavia, la modalità positiva dell’NAO è anche associata a un AMOC (Circolazione Meridionale dell’Oceano Atlantico) più forte, risultante in un maggior trasporto verso nord delle acque atlantiche (ad esempio, Trouet et al., 2009). Durante questo intervallo, tuttavia, si è verificata una ricomparsa di acque polari dalla BC (Corrente di Baffin) sulla piattaforma e nel Mare del Labrador (Gibb et al., 2015; Lochte et al., 2019b). Forti venti occidentali, causati dalla modalità positiva dell’NAO, potrebbero aver causato uno spostamento verso est della Corrente di Irminger, trasportando acque atlantiche verso nord per far posto alle acque fluttuanti verso sud della BC, portando acque fredde e cariche di ghiaccio al sito del nucleo sulla piattaforma del Labrador. A causa della bassa risoluzione dell’Olocene tardivo nel nostro nucleo, ulteriori interpretazioni sull’influenza dell’NAO sul ghiaccio marino sulla piattaforma del Labrador non sono possibili.”

In aggiunta alle influenze della modalità NAO, il ghiaccio marino potrebbe anche essere esportato dall’Artico canadese, ora aperto (Knudsen et al., 2008), uno dei due percorsi di esportazione del ghiaccio marino artico nell’Atlantico Settentrionale. Questo è supportato da prove di una persistente fonte nell’arcipelago canadese nel LC (Corrente del Labrador) durante gli ultimi 1.6 kyr BP (chiloanni prima del presente) (Keigwin et al., 2003), e da un aumento del ghiaccio marino in Disko Bugt negli ultimi 2.2 kyr BP (Kolling et al., 2018; Krawczyk et al., 2013), e nella Baia di Baffin negli ultimi 3 kyr BP (Limoges et al., 2020; Saini et al., 2022; Figura 7). Tutto ciò può portare a un aumento dell’esportazione di ghiaccio marino sulla piattaforma del Labrador.

L’apporto terrigeno è aumentato notevolmente negli ultimi 2 kyr BP, basato sulle concentrazioni di campesterolo (Figura 4). Questa tendenza potrebbe essere correlata all’apertura della tundra forestale e all’occorrenza di incendi osservati nel Quebec settentrionale durante questo intervallo (Asselin & Payette, 2005), che potrebbe avere incrementato il materiale terrigeno trasportato verso il nostro sito di nucleo attraverso la Baia di Hudson.

Il raffreddamento Neoglaciale osservato nel nostro sito di nucleo sembra aver influenzato in modo diverso i vari produttori di fitoplancton. TOC, BSi e i biomarcatori del fitoplancton brassicasterolo e dinosterolo mostrano un lieve aumento (Figure 3 e 4; questo studio). La produttività dei foraminiferi bentonici non mostra cambiamenti o un leggero aumento, e le concentrazioni di alchenoni diminuiscono durante questo intervallo (Lochte et al., 2019b). Presumiamo che una ridotta stratificazione durante questo intervallo (Solignac et al., 2004) abbia fornito a volte condizioni ambientali favorevoli per alcune specie di fitoplancton durante la tarda primavera/estate senza ghiaccio, mentre altri gruppi hanno faticato con l’elevato afflusso di masse d’acqua polare povere di nutrienti e fredde (ad esempio, Gibb et al., 2015; Lochte et al., 2019b; Müller et al., 2012).

La comunità di fitoplancton sulla piattaforma del Labrador è dominata da diverse specie, variando a seconda della stagione. Nella primavera, le diatomee predominano nella comunità di fitoplancton, mentre nei mesi autunnali e invernali prevalgono i dinoflagellati (Harrison et al., 2013). Studi più dettagliati provenienti dalla Baia di Baffin rivelano risultati simili (Jensen & Christensen, 2014), e indicano inoltre una predominanza degli aptofiti durante il tardo inverno e l’inizio della primavera. Un cambiamento stagionale simile nella comunità di fitoplancton sulla piattaforma settentrionale del Labrador potrebbe spiegare la riduzione delle concentrazioni di alchenoni, prodotti dagli aptofiti, che sembrano fiorire durante il tardo inverno e l’inizio della primavera ancora coperti di ghiaccio, ostacolando così la fioritura degli aptofiti. Inoltre, diatomee e dinoflagellati potrebbero trarre vantaggio dalle condizioni prive di ghiaccio e dalla disponibilità di nutrienti durante la primavera e l’autunno quasi privi di ghiaccio. Questo potrebbe aver incrementato l’esportazione di materia organica verso il fondale marino, come indicato dall’aumento delle concentrazioni di TOC (Carbonio Organico Totale) (Figura 3), fornendo così una fonte di cibo per i foraminiferi bentonici.

In sintesi, l’intervallo V è caratterizzato da un incremento del ghiaccio marino stagionale in seguito al raffreddamento neoglaciale. L’apporto terrigeno è aumentato a causa dei cambiamenti nella vegetazione dell’entroterra, che ha fornito nutrienti per le comunità di fitoplancton in fioritura durante la stagione libera dal ghiaccio in tarda primavera, estate e autunno (Figura 6).

  1. Conclusioni Le condizioni del ghiaccio marino e la produttività del fitoplancton nella regione nord-occidentale della Piattaforma del Labrador sono state ricostruite per gli ultimi 9.3 migliaia di anni (Kyr) basandosi su proxy geo-chimici e su dati sedimentari globali ottenuti da un campione di sedimenti ben datato (MSM45_19-2).

Attraverso questo metodo, abbiamo identificato cinque periodi distinti:

  1. Tra 8.9 e 8.5 Kyr BP, la Piattaforma del Labrador è stata caratterizzata da condizioni di ghiaccio marino stagionale ridotto e dallo scioglimento dell’Ice Sheet di Laurentide (LIS) nelle sue vicinanze. Un elevato apporto di materiali terrigeni dal LIS e una breve stagione di ghiaccio marino sembrano aver favorito la produttività del fitoplancton.
  2. A partire da 8.9 Kyr, un incremento nel flusso delle acque calde atlantiche ha provocato lo svuotamento del Lago Agassiz-Ojibway e il collasso del Sella di Ghiaccio della Baia di Hudson, generando massicce eruzioni di acque di fusione verso l’Atlantico Nord tra 8.5 e 8.2 Kyr BP. In parallelo con l’aumento dell’apporto di acque di fusione e il conseguente rinfrescamento dell’oceano superficiale, si è verificato un incremento del ghiaccio marino verso condizioni di copertura del ghiaccio marino stagionale severe e la formazione di un bordo di ghiaccio sopra il sito del campione. Queste rigide condizioni di ghiaccio marino stagionale e l’elevato apporto di acque dolci sembrano aver ostacolato le fioriture di fitoplancton.

Dopo gli eventi significativi di apporto di acque dolci, l’intervallo temporale tra 7.5 e 6.2 migliaia di anni prima del presente (Kyr BP) è stato caratterizzato da una diminuzione delle condizioni di ghiaccio marino, una tendenza probabilmente associata al Massimo Termico dell’Olocene (HTM). La produttività del fitoplancton potrebbe essersi avvantaggiata di queste condizioni di ghiaccio marino più aperte e di una riduzione del flusso di acque di fusione. Tuttavia, l’apporto di materiale terrigeno rimase relativamente alto, legato allo scioglimento degli ultimi ghiacciai residui nell’entroterra.

  1. Durante l’intervallo IV, tra 6.2 e 3.5 Kyr BP, si è osservato un lieve incremento delle condizioni di ghiaccio marino e la produttività del fitoplancton si è mantenuta a livelli intermedi. Altri record a est mostrano ancora condizioni calde caratteristiche dell’HTM. Ciò potrebbe essere dovuto a una forte e fresca Corrente Costiera del Labrador (LC) nella parte occidentale (Piattaforma del Labrador) e a un intenso afflusso atlantico nella parte orientale (Baia di Baffin).
  2. Seguendo la neoglaciazione, le condizioni di ghiaccio marino stagionali sono diventate più severe dopo 3.5 Kyr BP. L’incremento della copertura di ghiaccio marino potrebbe essere associato anche a una fase positiva dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO). Diversi indicatori di produttività hanno mostrato segnali variabili durante questo periodo, suggerendo una possibile marcata stagionalità nella produzione di fitoplancton.

Dichiarazione sulla Disponibilità dei Dati Il modello di età al radiocarbonio è stato implementato nel pacchetto software OxCal v4.4.4 (Ramsey, 2008, 2009), usando i dati marini di Heaton et al. (2020) per la calibrazione (Marine20) (Figura 2). I dati dell’offset del reservoir radiocarbonico marino locale sono stati presi da McNeely et al. (2006) e Coulthard et al. (2010). Tutti i dati sui biomarcatori, inclusi le concentrazioni normalizzate rispetto al carbonio organico totale (μg/gTOC) e al grammo di sedimento (μg/gSed) utilizzati per questa ricerca, sono disponibili su PANGAEA – Editore di Dati per la Scienza della Terra e dell’Ambiente ambientale attraverso Kolling, Doering, et al. (2022) e Kolling et al. (2022a, 2022b) con licenza Creative Commons Attribuzione 4.0 Internazionale. Il codice del modello di età bayesiano è disponibile su Zenodo (Kolling et al., 2023) con licenza Creative Commons Attribuzione 4.0 Internazionale.

Lascia un commento

Il tuo indirizzo email non sarà pubblicato. I campi obbligatori sono contrassegnati *

Translate »