Declino Precoce del Ghiaccio Marino al largo dell’Antartide Orientale durante la Transizione Climatica Ultima Glaciale-Interglaciale

Il riscaldamento climatico dell’Antartide e l’incremento di CO2 atmosferica durante l’ultima fase di deglaciazione possono essere parzialmente attribuiti alla riduzione del ghiaccio marino nell’Oceano Australe. Tuttavia, la dinamica del ghiaccio marino antartico tra le ere glaciali e interglaciali e i meccanismi sottostanti rimangono poco chiariti, a causa della scarsità di evidenze robuste basate su proxy del ghiaccio marino. In questo studio, presentiamo un record del ghiaccio marino basato su biomarcatori molecolari che dettaglia la variabilità stagionale di primavera/estate del ghiaccio marino al largo dell’Antartide Orientale negli ultimi 40.000 anni (ka). I nostri risultati evidenziano che una significativa riduzione del ghiaccio marino si è verificata rapidamente e in concomitanza con l’upwelling di acque ricche di carbonio nell’Oceano Australe all’inizio dell’ultima deglaciazione, ma ha avuto inizio almeno ~2 ka prima, probabilmente a causa di un incremento dell’insolazione estiva cumulativa locale. Le nostre scoperte suggeriscono che la riduzione del ghiaccio marino e i feedback correlati hanno facilitato la rottura della stratificazione e la fuoriuscita di CO2 nell’Oceano Australe, contribuendo al riscaldamento dell’Antartide, ma potrebbero anche aver avuto un ruolo chiave nell’innesco di questi processi deglaciali nell’Emisfero Sud.

Introduzione:

Le registrazioni da carote di ghiaccio rivelano che l’ultima deglaciazione è stata caratterizzata da un riscaldamento dell’Antartide di ~8°C e un concomitante aumento della CO₂ atmosferica di ~80 ppmv tra ~17,5 e ~11,7 migliaia di anni (ka) fa (1–3). Il riscaldamento deglaciale antartico e l’aumento di CO₂ atmosferica furono interrotti da un evento di raffreddamento su scala millenaria, noto come Inversione Fredda Antartica (ACR), che coincise con livelli stagnanti di CO₂ atmosferica (1, 2). Il stretto collegamento tra clima antartico e CO₂ atmosferica su scale temporali orbitali e millenarie suggerisce che i processi nell’Oceano Meridionale abbiano avuto un ruolo chiave nel guidare i cambiamenti deglaciali della CO₂ atmosferica e, quindi, del clima globale (1). In particolare, si ritiene che la rottura della stratificazione profonda glaciale e l’invigorimento della circolazione di rivolgimento nell’Oceano Meridionale abbiano portato all’emissione in atmosfera di CO₂ profondamente sequestrata in due principali impulsi durante l’ultima deglaciazione (4–7). È stato ipotizzato che la stratificazione profonda glaciale nell’Oceano Meridionale e lo stoccaggio di carbonio negli oceani profondi fossero dinamicamente collegati con un’espansione del ghiaccio marino (estivo) attorno all’Antartide, mentre la rottura deglaciale di tale stratificazione fosse probabilmente accoppiata con una riduzione del ghiaccio marino (4, 8–10). Una diminuzione della copertura di ghiaccio marino antartico glaciale avrebbe incrementato lo scambio di gas e calore tra mare e aria e ridotto l’albedo, fungendo così da meccanismo critico che facilita sia l’aumento dell’emissione di CO₂ dall’Oceano Meridionale sia il riscaldamento dell’Antartide (11).

Le fasi deglaciali di riscaldamento in tutta l’Antartide e l’aumento della CO₂ atmosferica coincisero con importanti riduzioni nella Circolazione Meridionale di Riversamento dell’Atlantico (AMOC) e episodi freddi nell’Emisfero Settentrionale durante lo Stadiale Heinrich 1 [circa 17,5 a 14,7 ka fa; seguendo Barker et al. (12) e Rasmussen et al. (13), usiamo il termine “Stadiale Heinrich 1″ per denotare lo Stadiale 2.1a della Groenlandia che contiene, ma non è equivalente all’evento Heinrich 1] e il Giovane Dryas [circa 12,9 a 11,7 ka fa; corrispondente allo Stadiale 1 della Groenlandia (13)] (7, 14). In accordo con il modello concettuale dell'”altalena termica bipolare” (15), le simulazioni dei modelli mostrano che le riduzioni dell’AMOC forzate dall’apporto di acqua dolce nell’Atlantico del Nord possono essere accompagnate da un rinvigorimento del sovvertimento dell’Oceano Meridionale, una riduzione della copertura di ghiaccio marino antartico e un riscaldamento dell’Emisfero Meridionale (16). A sua volta, un recupero dell’AMOC associato all’interstadiale caldo di Bølling-Allerød nell’Emisfero Settentrionale avrebbe portato a una temporanea riespansione del ghiaccio marino antartico, contribuendo al raffreddamento dell’alta latitudine dell’Emisfero Meridionale e ai livelli stagnanti di CO₂ atmosferica durante l’ACR (17, 18). È stato tuttavia suggerito che il rinvigorimento del sovvertimento dell’Oceano Meridionale, il ritiro del ghiaccio marino e il riscaldamento antartico all’inizio dell’ultima deglaciazione possano essere stati iniziati da processi dell’Emisfero Meridionale piuttosto che da cambiamenti dell’AMOC indotti nell’Atlantico del Nord (4, 8, 19, 20). In particolare, i record proxy dal nucleo di ghiaccio della Divisione della Calotta di Ghiaccio dell’Antartide Occidentale influenzata dal mare (WDC) rivelano un riscaldamento notevole che è iniziato almeno 2 ka prima della prima riduzione deglaciale dell’AMOC relativa allo Stadiale Heinrich 1 (19). Questo riscaldamento precoce registrato nell’Antartide Occidentale è stato proposto di essere risultato dal ritiro del ghiaccio marino antartico che, a sua volta, potrebbe essere stato guidato da un aumento dell’insolazione locale (19). Per conciliare i meccanismi di guida proposti dei cambiamenti del ghiaccio marino e documentare il loro ruolo nei cambiamenti deglaciali nella circolazione dell’Oceano Meridionale, nel clima antartico e nella CO₂ atmosferica, è cruciale risolvere e vincolare l’evoluzione del ghiaccio marino antartico attraverso l’ultima deglaciazione con prove proxy di ghiaccio marino marino.

Le registrazioni proxy disponibili riguardanti il ghiaccio marino antartico che coprono l’ultima deglaciazione con una sufficiente risoluzione temporale sono estremamente limitate. Esse sono per lo più circoscritte a regioni remote dell’Oceano Meridionale vicine all’attuale Fronte Polare Antartico e riflettono principalmente le condizioni del ghiaccio marino invernale (21, 22). In questo lavoro, presentiamo un record proxy del ghiaccio marino degli ultimi 40.000 anni (ka) con risoluzione millenaria, basato su biomarcatori molecolari ottenuti da un nucleo di sedimento prelevato dalla zona di ghiaccio marino stagionale moderna al largo dell’Antartide Orientale. Il nostro record di ghiaccio marino basato su biomarcatori è ideale per tracciare i cambiamenti passati nelle condizioni del ghiaccio marino di primavera/estate nelle vicinanze del continente antartico, dove i dati delle assemblee di diatomee falliscono tipicamente nel riflettere affidabilmente le condizioni del ghiaccio marino glaciale o deglaciale a causa della diminuita produttività e della dissoluzione di opale (23). Combinato con altri dati proxy e i risultati delle simulazioni dei modelli (18, 24), il nostro record di ghiaccio marino fornisce percezioni senza precedenti sulla dinamica del ghiaccio marino dell’Antartide Orientale e sulle forze motrici sottostanti durante l’ultimo passaggio glaciale-interglaciale. Il nostro studio offre evidenze empiriche che supportano un inizio precoce della riduzione del ghiaccio marino antartico in fase deglaciale, spinto dall’aumento dell’insolazione locale, e chiarisce il ruolo della diminuzione del ghiaccio marino nel facilitare il ribaltamento dell’Oceano Meridionale e la fuoriuscita di CO₂ durante la deglaciazione, in accordo con il concetto dell’altalena termica bipolare.

Risultati: Sito Principale, Cronologia e Approccio

Registri proxy sedimentari sono stati ottenuti dal nucleo IN2017_V01_C025_PC08 (in seguito denominato PC08), recuperato dalla sommità di una dorsale sedimentaria situata tra due sistemi di canyon sottomarini sul margine continentale dell’Antartide Orientale, circa 200 km dalla Costa Sabrina e in direzione del Mare dallo Scaffale di Ghiaccio dell’Università di Mosca e dal Ghiacciaio Totten (64,95°S, 120,86°E, a una profondità d’acqua di ~2800 m) (Fig. 1) (25). Il sito del nucleo si trova all’interno della zona di ghiaccio marino stagionale nel settore sud-orientale indiano dell’Oceano Meridionale e appena a nord della Polynya di Dalton, dove si producono sostanziali quantità di ghiaccio marino (26). Al giorno d’oggi, il ritiro del margine del ghiaccio marino porta a condizioni prevalentemente di acqua aperta nel sito del nucleo PC08 durante l’estate australe e fino all’autunno, mentre il ghiaccio marino ricopre il sito durante il resto dell’anno (Fig. 1). Di conseguenza, il nucleo PC08 è particolarmente adatto a registrare i cambiamenti passati nella copertura di ghiaccio marino al largo dell’Antartide Orientale, in particolare relativamente agli spostamenti del margine del ghiaccio marino estivo australe e alla formazione di ghiaccio marino nella Polynya di Dalton.

I record stratigrafici del nucleo, che includono il colore del sedimento (b*), l’abbondanza totale di diatomee e la suscettibilità magnetica, rivelano una significativa transizione nella composizione del sedimento nei primi 3 m del nucleo PC08 esaminati qui (vedi Materiali e Metodi). Tale transizione nella composizione dei sedimenti è indicativa dell’ultima transizione glaciale-interglaciale, come confermato dai vincoli di età assoluta ottenuti per il nucleo PC08 basati su 10 datazioni al radiocarbonio di materiale organico insolubile in acido (AIOM) (fig. S1 e tabella S1). Una notevole scarsità di diatomee e un incremento della suscettibilità magnetica caratterizzano i sedimenti grigi scuri del periodo glaciale, indicando una produzione fortemente ridotta di fitoplancton, una potenziale maggiore dissoluzione dell’opale e un’accresciuta deposizione di sedimenti detritici terrigeni (27, 28). Un incremento di b*, che indica sedimenti più giallastri e verosimilmente un aumento del contenuto di opale (29), si accorda con un aumento dell’abbondanza di diatomee, segnalando un potenziamento della produttività del fitoplancton durante la deglaciazione (fig. S1). Un’accresciuta abbondanza di diatomee e una diminuzione della suscettibilità magnetica indicano una produttività del fitoplancton aumentata e un minore apporto di materiale terrigeno durante l’Olocene (27).

Il modello di età del nucleo PC08 si basa sull’allineamento stratigrafico di segnali paralleli nei registri multiproxy di PC08 con segnali rilevanti nel record δD di un nucleo di ghiaccio perforato dal Progetto Europeo per il Carotaggio del Ghiaccio in Antartide presso Dome C (EDC) (3), utilizzando sette punti di legame età-profondità (tabella S2). Un allineamento robusto è facilitato dalle variazioni nei record di b* e abbondanza di diatomee di PC08, che sono notevolmente consistenti con l’evoluzione della temperatura antartica attraverso l’ultima transizione glaciale-interglaciale (Fig. 2, A e B). Il record di b* ad altissima risoluzione di PC08 risolve persino cambiamenti di produttività a breve termine che rispecchiano da vicino i cambiamenti climatici antartici su scala millenaria, particolarmente l’ACR durante l’ultima deglaciazione. Criticamente, le età calibrate ^14C AIOM confermano indipendentemente la sincronicità dell’incremento di b* e abbondanza di diatomee e il riscaldamento antartico riflesso dal δD EDC durante la deglaciazione, supportando il modello di età basato sul tuning del nucleo PC08 (fig. S1). La cronologia di PC08 posiziona i nostri registri dei nuclei sedimentari sulla cronologia dei nuclei di ghiaccio antartici AICC2012 (30) e rivela che l’intervallo investigato qui copre gli ultimi circa 40 ka prima del presente (BP), dove il presente è il 1950 d.C. I tassi di sedimentazione variano tra 8,7 e 9,6 cm/ka durante il periodo glaciale/inizio deglaciazione e tra 3,3 e 5,7 cm/ka durante la tarda deglaciazione e l’Olocene, consentendo di risolvere cambiamenti su scala millenaria tramite i nostri registri proxy. L’intensificazione della deposizione di sedimenti durante il periodo glaciale può essere largamente collegata all’aumentata deposizione di materiale detritico terrigeno associata con il progresso del ghiaccio ancorato sullo scaffale (27, 28). Inoltre, l’assemblaggio di diatomee del periodo glaciale è caratterizzato da abbondanti tassonomie di diatomee rielaborate come Stephanopyxis spp. e Pyxilla reticulata (fig. S2), quest’ultima comunemente presente nell’Oligocene tardivo (31).

Questo indica che parte del sedimento nel sito del nucleo PC08 potrebbe essere stata trasportata dalla corrente che scorre verso ovest del Flusso del Vento Orientale e in parte sollevata da correnti di torbidità che trasportano materiale rielaborato e antico dallo scaffale verso il basso nei sistemi di canyon adiacenti al sito del nucleo, oltre alla deposizione di sedimento emipelagico autoctono (32). Una piccola proporzione di materia organica antica rielaborata, in combinazione con un aumento dell’età del serbatoio oceanico locale, potrebbe anche spiegare perché le età calibrate di ^14C AIOM appaiono troppo antiche rispetto alla cronologia basata sul tuning negli intervalli glaciale e deglaciale precoce (vedi Materiali e Metodi e fig. S1).

La nostra ricostruzione del ghiaccio marino si basa sull’abbondanza sedimentaria di biomarcatori lipidici di isoprenoidi altamente ramificati (HBI) prodotti da specifiche diatomee (vedi Materiali e Metodi). L’HBI diene bis-insaturo è stato identificato nel ghiaccio marino antartico costiero (stazionario) così come nei sedimenti superficiali sottostanti al ghiaccio marino (33, 34). È prodotto principalmente dalla diatomea del ghiaccio marino Berkeleya adeliensis (Medlin), che vive e fiorisce all’interno della matrice del ghiaccio marino durante la tarda primavera e l’inizio dell’estate (34). L’HBI diene può quindi essere utilizzato per la ricostruzione del ghiaccio marino di primavera/estate ed è anche noto come il Proxy del Ghiaccio per l’Oceano Meridionale con 25 atomi di carbonio (IPSO₂₅) (34, 35). D’altra parte, l’HBI triene tri-insaturo (HBI-III) è prodotto da alcune diatomee nelle acque aperte della zona marginale del ghiaccio durante la primavera e l’estate (33, 35). Un’analisi dei biomarcatori HBI nelle acque superficiali dell’area di studio mostra che in febbraio e marzo, l’IPSO₂₅ è abbondante nelle aree coperte dal ghiaccio marino estivo e dalla Polynya di Dalton (36). Invece, l’HBI-III raggiunge il picco nella zona marginale del ghiaccio dove il ghiaccio marino si scioglie in primavera/inizio estate e l’IPSO₂₅ è ridotto (36).

Pertanto, possiamo aspettarci che i record accoppiati di IPSO₂₅ e HBI-III del nucleo PC08 riflettano i cambiamenti passati nella copertura di ghiaccio marino e, in particolare, gli spostamenti del bordo del ghiaccio marino estivo, che generalmente sono difficili da determinare con proxy del ghiaccio marino più tradizionali come i dati dell’assemblaggio di diatomee. Utilizziamo inoltre l’indice fitoplancton-IPSO₂₅ (PIPSO₂₅) e il rapporto IPSO₂₅/HBI-III (o diene/triene) per la ricostruzione del ghiaccio marino, i quali sono più indipendenti dai cambiamenti nel tasso di accumulazione complessivo rispetto alle concentrazioni individuali di biomarcatori (33, 37) (vedi Materiali e Metodi). Analogamente all’indice fitoplancton-IP₂₅ (PIP₂₅) sviluppato per l’Artico (38), l’indice PIPSO₂₅ consente di ricostruire stime semi-quantitative della copertura del ghiaccio marino passato nell’Oceano Meridionale (37, 39). In linea di principio, i valori di PIPSO₂₅ possono variare da zero a uno, indicando condizioni di acqua libera e condizioni di ghiaccio marino perenne, rispettivamente, con valori intermedi che riflettono il ghiaccio marino più o meno stagionale. Inoltre, la nostra ricostruzione del ghiaccio marino basata su biomarcatori è supportata da informazioni sull’abbondanza relativa di diatomee specifiche correlate al ghiaccio marino o alle condizioni di acqua aperta e confrontata con l’evoluzione del ghiaccio marino simulata attorno al sito del nucleo PC08, ottenuta tramite esperimenti numerici con il modello del sistema terrestre LOVECLIM (18, 24) (vedi Materiali e Metodi).

la Figura 1 è una mappa oceanografica dell’Oceano Australe o dell’Oceano Antartico che integra dati idrografici e siti di prelievo di carote di sedimenti, utilizzando una combinazione di informazioni paleoclimatiche e attuali. Ecco una spiegazione tecnica e scientifica dei vari elementi:

la Figura 1 che hai fornito è una mappa oceanografica dell’Oceano Australe o dell’Oceano Antartico che integra dati idrografici e siti di prelievo di carote di sedimenti, utilizzando una combinazione di informazioni paleoclimatiche e attuali. Ecco una spiegazione tecnica e scientifica dei vari elementi:

Siti dei Carote di Sedimento

• Sito Principale (Diamante Bianco): Indica la posizione geografica del nucleo di sedimento principale studiato, che può fornire informazioni paleoceanografiche e paleoclimatiche attraverso l’analisi di isotopi stabili, microfossili, sedimentologia e altre proprietà fisiche e chimiche dei sedimenti.
• Altri Siti di Riferimento (Cerchi Bianchi): Rappresentano posizioni di altri campionamenti di carote di sedimento che contribuiscono a un quadro regionale, permettendo correlazioni stratigrafiche e confronti paleoclimatici.

Temperatura Superficiale Media Annuale del Mare

• Gradiente Termico (Scala di Colore): Mostra le temperature medie annuali della superficie del mare in gradi Celsius, calcolate come media temporale tra il 1955 e il 2012. Questo intervallo di tempo abbraccia diverse fasi del ciclo climatico, consentendo agli scienziati di ottenere una linea di base per le condizioni climatiche pre-industriali e recenti.

Estensione del Ghiaccio Marino

• Estensione del Ghiaccio (Linee Bianche):
  • Settembre (Tratteggiata): Corrisponde al termine dell’inverno australe, quando l’estensione del ghiaccio raggiunge il minimo annuale a causa dell’aumento delle temperature stagionali.
  • Marzo (Linea Continua): Corrisponde al termine dell’estate australe, quando l’estensione del ghiaccio raggiunge il massimo annuale dopo il raffreddamento stagionale.
• Media 1981-2010: Fornisce un quadro dell’estensione media del ghiaccio marino durante un periodo di 30 anni, che è significativo per comprendere le variazioni e le tendenze nel contesto del cambiamento climatico.

Fronti Oceanici

• Fronti (Linee Nere): Sono zone di transizione tra diverse masse d’acqua con caratteristiche fisiche e chimiche distinte, e sono critici per la biodiversità marina e i cicli biogeochimici.
  • APF (Antarctic Polar Front): Separazione tra la Zona Antartica e la Zona Subantartica, spesso associata a un gradiente termico e salino.
  • SAF (Subantarctic Front): Demarcazione tra le acque Subantartiche e le acque più calde a nord.
  • STF (Subtropical Front): Confine settentrionale della Zona Subantartica che incontra le acque subtropicali.

Correnti Oceaniche

• Correnti (Frecce Colorate): Indicano la direzione predominante delle correnti oceaniche superficiali, che influenzano il trasporto di calore, sali, e organismi biologici, e sono essenziali per la comprensione della circolazione globale.
  • EWD (East Wind Drift): Corrente superficiale spinta dai venti prevalenti che soffiano da ovest verso est intorno all’Antartide.
  • WWD/ACC (West Wind Drift/Antarctic Circumpolar Current): Una delle principali correnti marine globali, che circola intorno all’Antartide e serve come un importante motore di circolazione oceanica globale.
  • LC (Leeuwin Current): Una corrente oceanica unica che scorre verso sud lungo la costa occidentale dell’Australia, influenzata dalle temperature superficiali del mare e dai venti.

Software di Visualizzazione

• Ocean Data View: Uno strumento di analisi e visualizzazione dati che permette la produzione di mappe oceanografiche complesse. Questo software supporta una varietà di formati di dati e consente analisi come la mappatura della temperatura superficiale

Siti dei Carote di Sedimento

Biomarker proxy records and sea ice reconstruction for the past 40 ka

Abbiamo identificato quantità quantificabili di IPSO₂₅ in 37 campioni e HBI-III in 44 campioni su un totale di 55 campioni prelevati dal nucleo PC08, con concentrazioni che variano da 0,06 a 2,1 ng gSed⁻¹ per l’IPSO₂₅ e da 0,09 a 2,64 ng gSed⁻¹ per l’HBI-III. Le concentrazioni di IPSO₂₅ e HBI-III mostrano notevoli variazioni negli ultimi 40 ka, con i valori glaciali nel grafico incrociato IPSO₂₅-HBI-III nettamente distinti dai valori del deglaciale e dell’Olocene (Fig. 2, C e D). I risultanti record di PIPSO₂₅ e il rapporto IPSO₂₅/HBI-III del nucleo PC08 evidenziano un incremento di IPSO₂₅ rispetto a HBI-III durante il periodo glaciale rispetto alla deglaciazione o all’Olocene (Fig. 2E). Sebbene non possiamo escludere completamente un contributo di biomarcatori alloctoni, consideriamo la loro influenza sui record HBI e l’aumento glaciale nei valori di IPSO₂₅, rapporto IPSO₂₅/HBI-III, e PIPSO₂₅ nel nucleo PC08 come trascurabile. L’aggiunta glaciale di materiale detritico rielaborato e principalmente terrigeno, come indicato dall’aumento della suscettibilità magnetica, porterebbe piuttosto a una diluizione delle concentrazioni di biomarcatori per grammo di sedimento secco. Pertanto, supponiamo che i record proxy dei biomarcatori HBI del nucleo PC08 riflettano in maniera affidabile le condizioni del ghiaccio marino regionale attraverso l’ultima transizione glaciale-interglaciale.

La sezione glaciale è caratterizzata da alti valori di IPSO₂₅, IPSO₂₅/HBI-III e PIPSO₂₅, che suggeriscono una maggiore produzione di alghe associate al ghiaccio marino e, di conseguenza, una maggiore presenza di ghiaccio marino in primavera/estate nel sito PC08, raggiungendo il picco tra circa 29 e 21 ka fa, un intervallo che include la maggior parte dell’Ultimo Massimo Glaciale (LGM) (Fig. 2). Questo implica un periodo molto breve di condizioni di acque libere alla fine dell’estate, consentendo una produzione di fitoplancton ridotta ma significativa, in linea con l’abbondanza totale di diatomee e i record di b* del nucleo PC08. I dati dei biomarcatori HBI indicano che il margine del ghiaccio marino estivo glaciale al largo dell’Antartide Orientale si spostava verso nord, vicino al sito del nucleo PC08 o anche oltre, durante il LGM. L’aumento dei valori di IPSO₂₅ e HBI-III durante il LGM potrebbe anche indicare la ritenzione del ghiaccio marino durante l’estate e condizioni transitorie di acque libere associate alla Polynya di Dalton (36) che avrebbe coperto il sito PC08. Inoltre, i record di PIPSO₂₅ e IPSO₂₅/HBI-III suggeriscono condizioni di ghiaccio marino intermedie durante la fase tardiva dello Stadio Isotopico Marino (MIS) 3, tra 40 e 29 ka fa, rispetto alle condizioni più estese, ma variabili, di ghiaccio marino in primavera/estate durante il MIS 2 o il LGM (Fig. 2).

Diatomee associate al ghiaccio marino, come Fragilariopsis curta, Fragilariopsis cylindrus e Thalassiosira antarctica (40), sono per lo più assenti e compaiono solo sporadicamente in proporzioni molto minori nella sezione glaciale di PC08 (fig. S2). Inoltre, in nessun campione del nucleo PC08 è stata identificata B. adeliensis, sebbene fosse stata trovata come il principale produttore di IPSO₂₅ (34). Ciò indica che l’assemblaggio di diatomee glaciale nel nucleo PC08 è scarsamente conservato e probabilmente influenzato dalla dissoluzione selettiva di frustuli di diatomee del ghiaccio marino, piccoli e fragili, come osservato tipicamente nelle regioni con presenza di ghiaccio marino estivo e bassa produttività di esportazione di opale (23). Se l’aumentata abbondanza relativa di IPSO₂₅ nella sezione glaciale del nucleo PC08 derivasse da una produzione potenziata di B. adeliensis, si potrebbe inferire la formazione più estesa di ghiaccio costiero e di ghiaccio a lastre, potenzialmente in relazione allo scioglimento avanzato delle piattaforme di ghiaccio vicine (34). Tuttavia, l’assemblaggio di diatomee glaciale scarsamente conservato è coerente con una copertura quasi perenne di ghiaccio marino nel sito del nucleo, come ricostruito dai record dei biomarcatori HBI, in particolare per il LGM.

L’intervallo con le condizioni più estese di ghiaccio marino in primavera/estate durante l’Ultimo Massimo Glaciale (LGM), inferite dai valori massimi di IPSO₂₅ e PIPSO₂₅, è seguito da una diminuzione di IPSO₂₅ e un aumento contemporaneo di HBI-III circa 21 a 16,5 ka fa (Fig. 2). Questo e il risultante calo graduale dei valori di PIPSO₂₅ indicano una transizione da una copertura di ghiaccio marino quasi perenne con un incremento del ghiaccio marino estivo nel sito PC08 a condizioni di ghiaccio marino più stagionali con acque libere durante l’estate. Il precoce calo di PIPSO₂₅ a ~21 ka fa coincide con incrementi nell’abbondanza delle diatomee di ghiaccio marino stagionale F. curta e F. cylindrus e della diatomea di acque libere Thalassiosira lentiginosa (fig. S2), supportando la scomparsa del ghiaccio marino estivo. Tuttavia, un aumento concomitante dell’abbondanza di T. antarctica, che può essere attribuito a un rifreezing anticipato del ghiaccio marino in autunno (41), suggerisce ancora una stagione di acque libere relativamente breve. I segnali dei biomarcatori HBI e delle diatomee di un ritiro iniziale del ghiaccio marino si manifestano ~30 cm sotto l’inizio degli aumenti maggiori nell’abbondanza totale di diatomee e b* nel nucleo PC08 (fig. S2), apparentemente precedendo di diversi millenni l’inizio del riscaldamento deglaciale finale registrato dal δD dell’EDC secondo la nostra cronologia. Un ulteriore calo di PIPSO₂₅ a ~17,5 a 16,5 ka fa riflette il declino rapido finale del ghiaccio marino primaverile/estivo sul sito del nucleo all’avvio dell’ultima deglaciazione.

La sezione deglaciale nel nucleo PC08 è caratterizzata da valori di IPSO₂₅ bassi o assenti e da valori di HBI-III variabili, che risultano in valori di PIPSO₂₅ e IPSO₂₅/HBI-III nulli o bassi, indicativi di condizioni minime di ghiaccio marino in primavera/estate (Fig. 2). Queste sezioni rivelano anche specie di diatomee abbondanti tipiche sia del ghiaccio marino stagionale (F. curta e F. cylindrus) che delle condizioni di oceano aperto (Fragilariopsis kerguelensis e T. lentiginosa) (fig. S2). Ciò suggerisce che il ghiaccio marino coprisse il sito del nucleo PC08 durante l’inverno e forse fino alla primavera, mentre i record HBI e un calo dell’abbondanza di T. antarctica indicano una stagione estiva di acque libere estesa con il rifreezing del ghiaccio marino in tarda autunno durante la deglaciazione.

Valori pari a zero di IPSO₂₅ e PIPSO₂₅, suggerendo condizioni minime di ghiaccio marino, sono coerenti con incrementi della produttività e coincidono con periodi di riscaldamento deglaciale antartico, interrotti da un incremento moderato dei valori di IPSO₂₅ e PIPSO₂₅ che indicano condizioni leggermente migliorate di ghiaccio marino in primavera/estate durante l’Antarctic Cold Reversal (ACR) (Fig. 2). Analogamente alla sezione deglaciale, la sezione olocenica mostra valori di IPSO₂₅ bassi o assenti, valori di HBI-III variabili, risultando in valori di PIPSO₂₅ e IPSO₂₅/HBI-III da bassi a intermedi, e la presenza sia di diatomee di ghiaccio marino stagionale (F. curta e F. cylindrus) che di diatomee di oceano aperto (F. kerguelensis e T. lentiginosa) (Fig. 2 e fig. S2). I nostri dati olocenici sui biomarcatori HBI e sulle diatomee riflettono la produzione sia di alghe di ghiaccio marino che di fitoplancton in acque aperte, suggerendo variazioni stagionali del margine del ghiaccio marino sopra il sito PC08, in modo simile alle condizioni attuali. Queste condizioni di ghiaccio marino stagionale avrebbero favorito la produttività del fitoplancton durante tutto l’Olocene, in accordo con l’incremento dell’abbondanza totale di diatomee e dei valori di b* nel nucleo PC08. Un incremento lieve dei valori di PIPSO₂₅ e IPSO₂₅/HBI-III durante l’Olocene medio-tardo (eccetto una riduzione intorno a ~5 ka fa) e segnali di biomarcatori HBI del tardo Olocene simili a quelli appena prima della deglaciazione potrebbero indicare un incremento a lungo termine della copertura di ghiaccio marino. Questo implicherebbe un prolungamento della stagione del ghiaccio marino e un accorciamento della stagione di acque libere attraverso l’Olocene, che potrebbe essere evidenziato anche da un aumento dell’abbondanza di T. antarctica e una riduzione contemporanea dell’abbondanza totale di diatomee intorno a 7-6 ka fa (fig. S2).

Questa figura sintetizza i risultati di diverse analisi effettuate su un nucleo di sedimenti marini (PC08) per ricostruire le variazioni ambientali e climatiche nel corso degli ultimi 40.000 anni, che include l’ultimo massimo glaciale (LGM), la transizione verso l’Olocene (l’attuale epoca geologica post-glaciale), e l’Olocene stesso.

Pannello A:

• Colore b*: Questo parametro indica la luminosità del sedimenti. Un valore elevato di b* indica sedimenti più chiari, che possono essere correlati con differenti composizioni di materiali deposizionali e/o cambiamenti nella granulometria dei sedimenti.
• δD del nucleo di ghiaccio EDC (Dome C): Questa è una misura del rapporto isotopico dell’idrogeno nel ghiaccio, che è un proxy per le temperature passate. Variazioni in δD sono associate con cambiamenti nella temperatura atmosferica sopra il sito di carotaggio.

Pannello B:

• Mostra l’abbondanza totale di diatomee, microalghe che formano una componente significativa del fitoplancton e che sono sensibili ai cambiamenti delle condizioni ambientali, in particolare la disponibilità di luce e nutrienti e la presenza di ghiaccio marino.

Pannello C:

• IPSO25: È un biomarcatore (biomolecola indicatrice) specifico, che indica la presenza di ghiaccio marino. Si trova nelle membrane cellulari di alcune alghe che vivono in ambienti di ghiaccio marino.

Pannello D:

• HBI-III: Un altro biomarcatore che, insieme a IPSO₂₅, viene utilizzato per inferire le variazioni storiche della copertura del ghiaccio marino. Il grafico a dispersione (scatter plot) nel piccolo inserto mostra la relazione tra questi due marcatori nel tempo.

Pannello E:

• PIPSO25: È un indice che combina la concentrazione di IPSO₂₅ con altre misurazioni, fornendo un’indicazione più precisa delle variazioni storiche del ghiaccio marino.
• Rapporto IPSO25/HBI-III: Serve per dedurre in modo più specifico le condizioni passate del ghiaccio marino, con valori più alti che indicano una maggiore presenza di ghiaccio marino.

Pannello F:

• Presenta modelli simulati della concentrazione del ghiaccio marino, sia su base annua che stagionale, per diverse fasce di latitudine. Questi modelli sono utili per confrontare i dati proxy fisici e biologici con le simulazioni di modelli climatici.

Inoltre:

• I diamanti grigi e i triangoli verdi all’inizio della figura rappresentano i punti di riferimento utilizzati per correlare l’età dei sedimenti con i dati ottenuti da altri metodi o studi.
• LGM: L’ombreggiatura grigia indica il periodo dell’Ultimo Massimo Glaciale, il picco dell’ultima glaciazione, quando i ghiacciai erano al loro massimo estensione.
• ACR (Antarctic Cold Reversal): La barra grigia rappresenta un periodo durante il quale si è verificato un raffreddamento temporaneo nel clima antartico, contrassegnato da un aumento della concentrazione di ghiaccio marino.

In sintesi, questa figura mostra una correlazione tra diversi tipi di dati biologici e fisici (biomarcatori, isotopi, concentrazioni di alghe) per ricostruire le variazioni ambientali e climatiche in un’area specifica dell’oceano antartico. Attraverso questa analisi, gli scienziati possono comprendere meglio come il clima e le condizioni del ghiaccio marino sono cambiate nel corso degli ultimi 40.000 anni.

Estensione del Ghiaccio Marino Estivo dell’LGM Confermata da Prove Micropaleontologiche Circum-Antartiche

I nostri risultati avvalorano un incremento dell’estensione del ghiaccio marino estivo durante l’Ultimo Massimo Glaciale (LGM) supportato anche da evidenze micropaleontologiche circum-antartiche, benché con significativamente meno certezza rispetto a una maggiore estensione del ghiaccio marino invernale del LGM (⁴⁶). Tuttavia, il nostro archivio di ghiaccio marino indica la massima estensione del ghiaccio marino estivo tra circa 29 a 21 mila anni fa, che non solo in parte si sovrappone ma anche si discosta dalla definizione temporale dell’LGM (23 a 19 mila anni fa) utilizzata per le ricostruzioni del progetto “Approccio Multiproxy per la Ricostruzione della Superficie Oceanica Glaciale” (⁴⁶). Ciononostante, la copertura massima di ghiaccio marino estivo tra circa 29 a 21 mila anni fa nel nostro record dal settore indiano sudorientale corrisponde a un periodo di massima estensione del ghiaccio marino estivo identificato sia tra circa 31 a 23,5 mila anni fa (⁴⁷) che tra circa 30 a 22 mila anni fa (⁴⁸), basato su record di diatomee dal Mare di Scotia nel settore atlantico sud-occidentale dell’Oceano Meridionale. Inoltre, i record di diatomee dal Mare di Scotia suggeriscono che il ritiro del ghiaccio marino estivo nel settore atlantico sud-occidentale è iniziato già tra circa 23,5 a 22 mila anni fa e fu seguito dal ritiro del ghiaccio marino invernale (⁴⁷, ⁴⁸). Ciò è sostanzialmente in linea con il ritiro iniziale del ghiaccio marino di primavera/estate intorno ai 21 mila anni fa nel nostro record PIPSO₂₅ di PC08, nonostante le potenziali discrepanze nei modelli di datazione tra i diversi carotaggi. Pertanto, le evidenze dai proxy marini indicano che la copertura di ghiaccio marino estivo antartico glaciale nei diversi settori dell’Oceano Meridionale ha iniziato a ridursi diversi millenni prima dell’avvento del principale riscaldamento deglaciale antartico e dell’incremento di CO₂ atmosferico circa 17,5 mila anni fa (⁴⁹).

La variabilità del ghiaccio marino nel record PIPSO₂₅ del sito PC08 concorda in parte con l’evoluzione della concentrazione di ghiaccio marino simulata ottenuta attraverso esperimenti numerici transitori realizzati con il modello del sistema terrestre LOVECLIM (¹⁸, ²⁴). Nelle vicinanze del sito PC08, la simulazione transitoria evidenzia un incremento nella concentrazione di ghiaccio marino estivo dal 50% 40.000 anni fa a una copertura massima del 90% 32.000 anni fa, seguita da una concentrazione di ghiaccio marino glaciale relativamente stabile fino a circa 18.000 anni fa, con una leggera diminuzione del ~5% dal 32 al 18 ka (Figura 2F). La concentrazione di ghiaccio marino diminuisce durante la deglaciazione fino a raggiungere condizioni prive di ghiaccio marino estivo 8.000 anni fa. Oltre a queste variazioni di lungo termine del ghiaccio marino, correlate ai cambiamenti nei parametri orbitali, all’orografia delle calotte glaciali, all’albedo superficiale e ai gas serra atmosferici, la simulazione mostra brusche riduzioni del ghiaccio marino associate a diminuzioni dell’AMOC indotte da immissioni di acqua dolce nell’Atlantico Settentrionale (figura S4). La ridotta trasportazione di calore oceanico verso nord nell’Atlantico, risultante dall’indebolimento dell’AMOC, porta a un riscaldamento del Sud Atlantico. Questo calore anomalo viene convogliato verso l’Oceano Meridionale attraverso la Corrente Circumpolare Antartica, causando così un ritiro del ghiaccio marino antartico. La riduzione simulata del ghiaccio marino è maggiore durante lo Stadiale di Heinrich 1 (simulato qui tra 18 e 15 ka fa) rispetto agli Stadiali di Heinrich 2 o 3 (simulati rispettivamente tra 25,9 a 24,2 ka fa e 31,3 a 28,7 ka fa), a causa della maggiore durata della riduzione dell’AMOC e dell’aumento concomitante della CO₂ atmosferica (¹, ²).

La simulazione transitoria mostra un declino piuttosto rapido del ghiaccio marino all’inizio dello Stadiale di Heinrich 1, una riconquista del ghiaccio marino (dal 45% al 60%) durante l’ACR, e un altro rapido declino del ghiaccio marino all’inizio del Younger Dryas, che corrisponde bene alle variazioni di ghiaccio marino riflettute dal record PIPSO₂₅ di PC08 (Figura 2). Le concentrazioni simulate di ghiaccio marino estivo tra i 60°S e i 62°S o tra i 58°S e i 60°S mostrano che la maggior parte della riduzione del ghiaccio marino glacial-interglaciale si è verificata entro circa 16.000 anni fa, in maggiore conformità con il record PIPSO₂₅ rispetto alla copertura di ghiaccio marino simulata per il sito PC08 (Figura 2F e figura S4). Questo suggerisce che la copertura di ghiaccio marino estivo simulata per l’LGM potrebbe essere leggermente sovrastimata, sebbene sia vicina alle stime dei proxy e alla media dei modelli del Paleoclimate Modeling Intercomparison Project fase 4 (PMIP4) (⁵⁰). Tuttavia, a differenza dei record proxy di PC08, la simulazione del modello non evidenzia né una significativa riduzione del ghiaccio marino tra 21 e 18 ka fa né una tendenza all’incremento della copertura di ghiaccio marino durante l’Olocene.

Infine, la variabilità del ghiaccio marino riflessa dal record PIPSO₂₅ di PC08 per gli ultimi circa 40.000 anni evidenzia sia concordanze che discordanze con i record di sodio dei sali marini (ssNa) dei carotaggi di ghiaccio di Dome C (EDC) (⁵¹, ⁵²) e West Antarctic Ice Sheet (WDC) (¹⁹), influenzati non solo dai cambiamenti nella produzione/estensione del ghiaccio marino, ma anche dalla circolazione atmosferica e dalla traiettoria di trasporto degli aerosol. I record di ssNa di entrambi i carotaggi di ghiaccio antartico mostrano un incremento della copertura di ghiaccio marino glaciale, così come tendenze di aumento del ghiaccio marino durante il periodo glaciale e l’Olocene, in generale accordo con il nostro record PIPSO₂₅ (Figura 3). Tuttavia, la maggiore riduzione del ghiaccio marino nel record ssNa di EDC si verifica durante la deglaciazione, quindi molto più tardi rispetto sia al nostro record PIPSO₂₅ che al record ssNa di WDC. Il ritiro del ghiaccio marino deglaciale nel record ssNa di EDC si avvicina più all’evoluzione del ghiaccio marino nella simulazione transitoria (figura S4). Di conseguenza, il record ssNa di alta quota di EDC potrebbe riflettere cambiamenti su larga scala nelle condizioni di ghiaccio marino invernale nel settore indiano (⁵¹, ⁵²) ma non necessariamente i cambiamenti del ghiaccio marino estivo vicino al continente antartico, che sono registrati dal PIPSO₂₅ di PC08. D’altra parte, natura e tempistica delle variazioni di ghiaccio marino rappresentate dal record ssNa del nucleo di ghiaccio WDC, influenzato dalle condizioni marine, si allineano strettamente con quelle rappresentate dal record PIPSO₂₅ di PC08 (Figura 3). Questo include condizioni massime di ghiaccio marino durante lo Stadio Isotopico Marino 2, un ritiro anticipato del ghiaccio marino che precede le condizioni minime di ghiaccio marino durante la deglaciazione e un’avanzata del ghiaccio marino durante l’Antarctic Cold Reversal (ACR). Di conseguenza, le regioni dell’Oceano Meridionale al largo dell’Antartide Orientale e dell’Antartide Occidentale sembrano essere state caratterizzate da dinamiche simili del ghiaccio marino durante l’ultima transizione glaciale-interglaciale, indicando fattori di forzamento comuni.

DISCUSSIONE

I nostri risultati rivelano una copertura quasi perenne di ghiaccio marino presso il sito del carotaggio PC08 durante l’ultimo periodo glaciale, specialmente intorno ai ~29 fino a 21 ka fa, seguita da una riduzione del ghiaccio marino tra ~21 e ~16,5 ka fa, e condizioni di ghiaccio marino ridotto in primavera/estate durante la deglaciazione e l’Olocene. La variabilità del ghiaccio marino in primavera/estate riflessa dal record PIPSO₂₅ di PC08 è coerente con gli spostamenti latitudinali dei fronti dell’Oceano Australe come ricostruiti dai cambiamenti nella relativa abbondanza di foraminiferi planctonici subpolari nel nucleo MD03-2611 dalla margine continentale a sud dell’Australia (Fig. 1) (53, 54). Questo record del nucleo MD03-2611 indica uno spostamento verso nord del Fronte Subantartico e del Fronte Polare Antartico in concomitanza con un incremento della copertura di ghiaccio marino al largo dell’Antartide Orientale durante l’ultimo periodo glaciale, in particolare durante il MIS 2 e, in misura minore, durante la tarda fase del MIS 3 (Fig. 3). Un’interpolazione lineare a tratti del record PIPSO₂₅ di PC08 mostra che il 50% e quindi una porzione sostanziale della riduzione del ghiaccio marino glacio-interglaciale era avvenuta già entro ~19,5 ka fa (linea tratteggiata rosa in Fig. 3), coincidendo esattamente con uno spostamento verso sud del Fronte Subantartico e del Fronte Polare Antartico come dedotto da una diminuzione nell’abbondanza dei foraminiferi planctonici subpolari nel nucleo MD03-2611. Questa significativa riduzione del ghiaccio marino al largo dell’Antartide Orientale e lo spostamento verso sud dei fronti dell’Oceano Australe sono anche concomitanti con l’inizio della riduzione del ghiaccio marino e il conseguente riscaldamento atmosferico al largo dell’Antartide Occidentale, come registrato dai record di ssNa e δ¹⁸O del nucleo di ghiaccio WDC (19). Il nostro record di PIPSO₂₅ del nucleo PC08, il record dell’abbondanza di foraminiferi planctonici subpolari del nucleo ben datato MD03-2611, e i record ben vincolati del nucleo di ghiaccio WDC forniscono quindi linee di prova indipendenti a sostegno del fatto che i primi cambiamenti del ghiaccio marino e della superficie oceanica nell’Oceano Australe iniziarono già intorno a ~19,5 ka fa (con segnali di ritiro del ghiaccio marino estivo nella nostra ricostruzione già intorno a ~21 ka fa) e dunque (almeno) circa 2 ka prima dei principali cambiamenti deglaciale nella circolazione oceanica globale, nel clima e nelle concentrazioni di CO₂ atmosferico (49).

La Figura 3 presenta diversi record proxy che coprono il periodo dell’ultima transizione glaciale-interglaciale in Antartide, documentando le variazioni ambientali e i cambiamenti del ghiaccio marino. I proxy ambientali sono strumenti di ricerca che forniscono dati indiretti sul passato climatico e ambientale. Ecco una spiegazione di ciascun pannello usando il simbolo richiesto:

Pannello A:

• δD del nucleo di ghiaccio EDC (Dome C) (in blu): Un proxy per le temperature passate, dove un aumento nel rapporto isotopico δD indica un riscaldamento.
• δ¹⁸O del nucleo di ghiaccio WDC (West Antarctic Ice Sheet Divide) (in arancione): Un altro indicatore delle temperature passate e dei volumi dei ghiacciai, con valori più elevati indicanti periodi più caldi o meno ghiaccio.
• Insolazione estiva integrata a 65°S: La linea grigia rappresenta la quantità di radiazione solare ricevuta durante l’estate a una latitudine di 65°S, che influisce sul clima e sui cicli del ghiaccio.

Pannello B:

• Flusso di ssNa (sodio non mare) del nucleo di ghiaccio EDC: Il flusso di ssNa (linea nera) è un indicatore della quantità di aerosol atmosferico, con la linea spessa che mostra la media mobile su 15 punti.

Pannello C:

• Concentrazione di ssNa del nucleo di ghiaccio WDC: Similmente al pannello B, riflette la concentrazione di ssNa, ma misurata nel nucleo di ghiaccio della West Antarctica.

Pannello D:

• PIPSO₂₅ di core PC08: L’indice PIPSO₂₅ (in blu scuro per c = 0.45 e in azzurro per c = 1) è calcolato usando IPSO₂₅ e fornisce stime sulla copertura del ghiaccio marino antartico. La linea rosa rappresenta l’interpolazione lineare a tratti combinata di PIPSO₂₅.
• Obliquità: La linea grigia rappresenta l’angolazione dell’asse terrestre, che influisce sui cicli climatici.

Pannello E:

• Mostra l’abbondanza di foraminiferi planctonici subpolari in un altro nucleo di sedimenti (MD03-2611), che è un indicatore delle condizioni di superficie dell’oceano.

Pannello F:

• δ¹³C dei foraminiferi bentonici del core MD97-2106: Questo dato (in nero) è un indicatore della produttività oceanica e della circolazione dell’acqua profonda.
• εNd di denti di pesci/debris e rivestimenti di manganese/ferro nei foraminiferi dei core PS75/073-2 (arancione) e PS75/056-1 (blu): Fornisce informazioni sull’origine delle masse d’acqua e sui cambiamenti nella circolazione oceanica.

La linea tratteggiata verticale rosa indica il punto medio della diminuzione interpolata linearmente del PIPSO₂₅, segnando il punto in cui si è verificato circa il 50% della riduzione del ghiaccio marino durante la transizione glaciale-interglaciale.

L’ombreggiatura grigia in alto indica il periodo dell’Ultimo Massimo Glaciale (LGM) secondo Clark et al. (93). Le ombreggiature azzurre chiaro indicano fasi di riscaldamento deglaciale antartico e la barra grigia segnala l’Antarctic Cold Reversal (ACR), un periodo di raffreddamento temporaneo durante la transizione verso un clima più caldo.

È stato ipotizzato che le forzanti orbitali locali abbiano contribuito ai primi cambiamenti glaciali-interglaciali nel ghiaccio marino antartico e nel clima dell’alta latitudine dell’emisfero meridionale (19, 55, 56). Il nostro record PIPSO₂₅ evidenzia che la copertura di ghiaccio marino antartico ha variato in grande armonia con i cambiamenti dell’obliquità negli ultimi 40 ka (Fig. 3D). È critico notare che l’obliquità è il principale determinante dell’insolazione estiva integrata durante la durata dell’estate (57). L’insolazione estiva integrata locale a 65°S, dove l’estate è definita come i giorni con un’insolazione media diurna che supera una soglia di 275 W/m², è aumentata gradualmente dall’ultimo periodo glaciale all’Olocene e ha raggiunto circa il 50% dell’ampiezza glacial-interglaciale a 19,5 ka fa (Fig. 3A). Questo precoce aumento dell’insolazione estiva integrata locale a 65°S, indipendentemente dalla longitudine, potrebbe aver fornito energia sufficiente per avviare la fusione della copertura quasi perenne di ghiaccio marino nella tarda estate glaciale nel sito PC08 al largo dell’Antartide Orientale e indurre un corrispondente precoce ritiro del ghiaccio marino anche al largo dell’Antartide Occidentale, come osservato nel record ssNa del WDC (19). La simulazione transiente effettuata con LOVECLIM supporta una forzante legata all’obliquità per la variabilità del ghiaccio marino estivo negli ultimi 40 ka, sebbene con una sensibilità diversa da quella illustrata dal record PIPSO₂₅ di PC08 (Fig. 2, E e F). La copertura di ghiaccio marino estivo simulata attorno al sito PC08 non mostra una sensibilità sufficiente ai cambiamenti dell’insolazione per evidenziare un ritiro significativo del ghiaccio marino in risposta ad un aumento dell’obliquità tra ~21 e 18 ka fa o un aumento del ghiaccio marino in risposta ad una diminuzione dell’obliquità durante il tardo Olocene. Tuttavia, la riduzione del ghiaccio marino glacial-interglaciale nella simulazione del modello può essere attribuita a una combinazione di un aumento dell’insolazione estiva integrata sull’Oceano Meridionale e le teleconnessioni interemisferiche oceano-atmosfera associate a una riduzione dell’AMOC. L’esperimento è stato progettato affinché le riduzioni dell’AMOC nella simulazione del modello avvenissero in un momento simile a quello indicato dalle prove del proxy ²³¹Pa/²³⁰Th per lo Stadiale di Heinrich 1 e il Younger Dryas (14) (fig. S4E).

Va notato che esistono alcune evidenze di un rilascio precoce di acqua dolce nell’Atlantico del Nord dallo scioglimento della calotta glaciale eurasiatica circa ~20 ka fa (⁵⁸, ⁵⁹), il quale potenzialmente avrebbe potuto perturbare l’AMOC ma non è stato preso in considerazione qui. Pertanto, non possiamo escludere un’influenza della riduzione dell’AMOC sull’iniziale ritirata del ghiaccio marino antartico osservata nei record proxy, ma consideriamo tale influenza incerta rispetto a quella di un aumento dell’insolazione estiva integrata sull’oceano meridionale ad alte latitudini. Lo spostamento verso il polo del bordo del ghiaccio marino di primavera/estate e dei fronti oceanici al largo dell’Antartide orientale attraverso l’ultima transizione glaciale-interglaciale è stato accompagnato da un cambio di regime da un’aumentata stratificazione tra le acque abissali e profonde a un potenziamento della miscelazione della colonna d’acqua nell’Oceano Meridionale. È stato suggerito che nell’Oceano Meridionale, la cella di circolazione superiore (che trasporta l’Acqua Componente dell’Atlantico del Nord) e la cella di circolazione inferiore (che trasporta l’Acqua Componente Meridionale) fossero disaccoppiate durante l’ultimo periodo glaciale (⁴, ⁸–¹⁰). A sua volta, un aumento della miscelazione tra le celle di circolazione ha portato a un’incorporazione potenziata dell’Acqua Componente dell’Atlantico del Nord nelle acque profonde dell’Oceano Meridionale durante l’Olocene (⁴, ⁸–¹⁰). Ciò è riflettuto dall’aumento del δ¹³C dei foraminiferi bentonici nel nucleo MD97-2106 a sud della Tasmania (⁶⁰) e dalla diminuzione dell’εNd dei denti/polvere di pesce e dei rivestimenti di manganese/ferro nei foraminiferi nei nuclei PS75/073-2 e PS75/056-1 del Pacifico meridionale (⁴) attraverso l’ultima transizione glaciale-interglaciale (Fig. 3F). I nostri risultati sono coerenti con l’idea che una riduzione della copertura di ghiaccio marino (estivo) abbia modificato il flusso di galleggiabilità mare-aria e la geometria delle superfici di densità nell’Oceano Meridionale, contribuendo così ad approfondire il confine tra acque abissali e profonde, aumentando la miscelazione diapicnale tra le due celle di circolazione attraverso l’interazione della corrente abissale con la topografia del fondo (⁹, ¹⁰). Il nostro record PIPSO₂₅ potrebbe anche essere coerente con una riduzione della formazione di ghiaccio marino e del rifiuto associato di salamoia attraverso l’ultima transizione glaciale-interglaciale, che potrebbe aver diminuito il volume e/o la densità dell’Acqua di Fondo Antartica, riducendo così la stratificazione profonda (¹⁰). Speculiamo che la precoce riduzione del ghiaccio marino prima dell’inizio della deglaciazione, come registrato dal record PIPSO₂₅ di PC08, potrebbe essere stata accoppiata con una diminuzione iniziale della stratificazione tra acque abissali e profonde. Questo sembra essere supportato dai record εNd dei coralli di profondità dal Passaggio di Drake che riflettono una miscelazione potenziata tra le celle di circolazione inferiore e superiore circa 20 a 18 ka fa (⁸), e con i record ²³¹Pa/²³⁰Th dal profondo Pacifico sud-occidentale che indicano un aumento del sovvertimento del Pacifico meridionale che inizia già 20 ka fa (²⁰). Tuttavia, i nostri risultati suggeriscono che la principale rottura della stratificazione profonda glaciale nell’Oceano Meridionale coincidesse con condizioni minime di ghiaccio marino antartico estivo (e invernale) che avrebbero facilitato una convezione invernale profonda efficace e una miscelazione turbolenta su larga scala durante la deglaciazione, dove una ri-espansione temporanea del ghiaccio marino ha contribuito a un arresto nella rottura della stratificazione durante l’ACR (Fig. 3) (⁴, ⁸).

All’inizio della deglaciazione, il rapido declino del ghiaccio marino, rispecchiato dal record PIPSO₂₅ di PC08, avviene in concomitanza (o è leggermente preceduto) da un riscaldamento della superficie oceanica a sud dell’Australia, registrato nel nucleo MD03-2611 (⁵³, ⁵⁴), e dalla significativa riduzione dell’AMOC correlata allo Stadiale di Heinrich 1, come dimostrato dal record di ²³¹Pa/²³⁰Th dell’Atlantico Nord (¹⁴) (Fig. 4). In modo simile, a seguito di una minore avanzata del ghiaccio marino e del rinvigorimento dell’AMOC durante l’ACR, si verifica nuovamente una riduzione del ghiaccio marino al largo dell’Antartide Orientale contemporaneamente al riscaldamento della superficie a sud dell’Australia e alla riduzione dell’AMOC durante il Dryas Recente. Il riscaldamento a sud dell’Australia indica uno spostamento verso sud del Fronte Subtropicale e un’incrementata advezione di acque superficiali subtropicali calde attraverso la Corrente di Leeuwin, spinta da uno spostamento verso sud dei venti occidentali dell’emisfero meridionale (Fig. 1) (⁵³, ⁵⁴). Questo supporta l’idea che una riduzione dell’AMOC e un raffreddamento dell’emisfero nord fossero accompagnati da teleconnessioni interemisferiche che portavano a uno spostamento polare dei venti occidentali dell’emisfero meridionale e dei fronti dell’Oceano Meridionale. Queste teleconnessioni e cambiamenti oceanico-atmosferici nell’Oceano Meridionale, nonostante la sua inerzia termica, furono evidentemente accompagnati anche da una riduzione piuttosto rapida del ghiaccio marino (già in declino) al largo dell’Antartide Orientale durante l’inizio dello Stadiale di Heinrich 1 e all’avvio del Dryas Recente, sebbene i cambiamenti nella zona subantartica fossero molto più rapidi (¹²). Un rinvigorimento dell’AMOC e un potenziato trasporto di calore oceanico meridionale potrebbero aver causato un raffreddamento della superficie oceanica e una riavanzata del ghiaccio marino alle alte latitudini meridionali durante l’ACR (¹⁷, ¹⁸), in linea con il concetto dell’altalena bipolare. Analogamente alle dinamiche su scala millenaria durante la deglaciazione, la temporanea riduzione del ghiaccio marino antartico, lo spostamento verso sud dei fronti dell’Oceano Meridionale e il riscaldamento antartico osservati circa 24 ka fa nei record proxy potrebbero essere attribuiti all’indebolimento dell’AMOC durante lo Stadiale di Heinrich 2, in accordo con la simulazione transiente del modello LOVECLIM e confermando anche la cronologia alquanto incerta della sezione glaciale nel nucleo PC08 (Fig. 3 e fig. S4).

È stato ipotizzato che lo spostamento verso i poli e/o il rafforzamento dei venti occidentali dell’Emisfero Meridionale, associati a riduzioni dell’AMOC, abbiano indotto un maggiore upwelling nell’Oceano Meridionale e un rilascio di CO₂ nell’atmosfera durante l’ultima deglaciazione (⁶, ⁷, ¹⁶, ⁶¹, ⁶²). Un upwelling potenziato durante lo Stadiale di Heinrich 1 e il Dryas Recente è stato dedotto, per esempio, dai picchi nei tassi di sepoltura dell’opale osservati nella zona Antartica a sud dell’attuale Fronte Polare, poiché acque profonde ricche di nutrienti risalite avrebbero stimolato il fitoplancton e la produzione di esportazione (⁶). I cambiamenti deglaciali nel flusso di opale registrati nel nucleo TN057-13PC4 dell’Oceano Atlantico Meridionale sono generalmente in accordo con il record di b* di PC08 (Fig. 4, B e C). L’incremento della produttività deglaciale registrata nel nucleo PC08 potrebbe essere stato il risultato di condizioni ridotte di ghiaccio marino stagionale e di un upwelling rafforzato tramite divergenza di Ekman al limite meridionale della Corrente Circumpolare Antartica, che probabilmente si è anche spostata verso il polo durante la deglaciazione, avvicinandosi alla sua posizione attuale vicino al sito del nucleo (Fig. 1). Il nostro approccio al modello di età e la presunta straordinaria corrispondenza tra gli incrementi di produttività e i picchi riflessi dal record di b* di PC08 e gli aumenti del CO₂ atmosferico deglaciali su scale temporali millenarie e centenarie (Fig. 4, A e B) sono coerenti con l’ipotesi di un legame stretto tra la produttività/upwelling nella zona Antartica e il CO₂ atmosferico (⁶³). A quanto pare, il primo ritiro del ghiaccio marino iniziato circa 21 ka fa non è stato accompagnato da un incremento notevole della produttività, probabilmente a causa di una miscelazione verso l’alto ancora limitata di acque sottosuperficiali ricche di nutrienti sotto una stratificazione superficiale estesa, risultante dallo scioglimento del ghiaccio marino stagionale fino all’inizio della deglaciazione. L’aumento della produzione deglaciale di fitoplancton nella zona Antartica deve quindi essere stato accompagnato da un’utilizzo inefficiente dei nutrienti, generando una perdita nella pompa biologica e consentendo il rilascio di CO₂ nell’atmosfera (⁶⁴, ⁶⁵).

Le ricostruzioni dell’età di ventilazione e del pH per le acque profonde dell’Oceano Meridionale effettivamente documentano periodi deglaciali di rilascio di carbonio associati ad aumenti su scala millenaria e secolare del CO₂ atmosferico, dopo che acque molto vecchie e ricche di carbonio si erano accumulate nell’oceano profondo stratificato durante l’Ultimo Massimo Glaciale (LGM) (⁵, ⁶⁵-⁶⁷). L’emissione di CO₂ da acque vecchie e arricchite di carbonio risalite nell’Oceano Meridionale potrebbe anche essere riflessa da marcature riduzioni del δ¹³C atmosferico osservate nei record di carote di ghiaccio contemporaneamente agli aumenti di CO₂ atmosferico durante lo Stadiale di Heinrich 1 e il Dryas Recente (⁶², ⁶⁸, ⁶⁹). Una stretta corrispondenza tra le variazioni del δ¹³C atmosferico e del PIPSO₂₅ del nucleo PC08 suggerisce un forte accoppiamento tra l’aumento dell’upwelling/emissione dell’Oceano Meridionale e la riduzione del ghiaccio marino antartico durante la deglaciazione (Fig. 4D). Inoltre, cali bruschi su scala centenaria del δ¹³C atmosferico e aumenti della produttività nella zona antartica durante la metà dello Stadiale di Heinrich 1 e all’inizio del Dryas Recente hanno immediatamente seguito rapide riduzioni del ghiaccio marino deglaciali osservate nel record PIPSO₂₅ di PC08. Ciò dimostra che il declino del ghiaccio marino antartico potrebbe aver agito come un elemento di svolta che ha contribuito a un’intensificazione brusca dell’upwelling/emissione dell’Oceano Meridionale e l’associato aumento su scala centenaria del CO₂ atmosferico circa a 16.3 ka fa e, sebbene più gradualmente, l’aumento di CO₂ circa a 12.9 ka fa (⁶, ⁶⁹, ⁷⁰). I nostri risultati pertanto sostengono le ipotesi che collegano il maggior rilascio di CO₂ dall’Oceano Meridionale e gli aumenti del CO₂ atmosferico deglaciale a meccanismi che includono una riduzione della copertura del ghiaccio marino antartico, ad esempio, aumentando il tempo e lo spazio per lo scambio di gas tra mare e aria (¹¹) e interagendo con la circolazione dell’Oceano Meridionale (⁹, ¹⁰).

In conclusione, il nostro studio fornisce prove proxy senza precedenti che dimostrano un incremento della copertura di ghiaccio marino durante la primavera e l’estate al largo dell’Antartide Orientale durante l’ultimo periodo glaciale, particolarmente evidente durante l’Ultimo Massimo Glaciale (LGM) o lo Stadio Marino Isotopico 2 (MIS 2). Questo fenomeno ha probabilmente contribuito a intensificare la stratificazione profonda e ridurre l’efflusso di CO₂ nell’Oceano Australe. In linea con le evidenze provenienti da altri settori dell’Oceano Australe (19, 47-49), i nostri risultati indicano un precoce declino del ghiaccio marino antartico in corrispondenza della transizione climatica ultimo glaciale-interglaciale, probabilmente innescato da un incremento dell’insolazione estiva locale integrata. Supponiamo che questo precoce declino del ghiaccio marino antartico possa aver avuto un ruolo principale nell’iniziare la rottura della stratificazione profonda dell’Oceano Australe, mentre un precoce riscaldamento climatico associato, come registrato nel carotaggio del ghiaccio del West Antarctic Ice Sheet Divide (WDC), necessita ancora di essere definito per la costa dell’Antartide Orientale. Questo ritiro anticipato del ghiaccio marino antartico sembra essere avvenuto prima dell’aumento dell’anidride carbonica atmosferica deglaciale, suggerendo che la stratificazione superficiale risultante dallo scioglimento del ghiaccio marino durante l’estate potrebbe aver funzionato come un meccanismo per sopprimere la miscela ascendente delle acque più profonde verso la superficie e ritardare l’emissione di CO₂ dall’Oceano Australe (49). Le successive riduzioni del ghiaccio marino deglaciale sono state strettamente correlate con un’intensificazione dell’upwelling dell’Oceano Australe e dell’emissione di CO₂, associate a un indebolimento della Circolazione Meridionale Atlantica di Riversamento (AMOC), facilitando così l’aumento di CO₂ atmosferico e contribuendo a un significativo riscaldamento antartico. I nostri risultati evidenziano il ruolo cruciale delle variazioni nella copertura del ghiaccio marino antartico nel contribuire e, possibilmente, nel provocare cambiamenti nel sovvertimento dell’Oceano Australe, nella CO₂ atmosferica e nel clima antartico durante l’ultima transizione glaciale-interglaciale.

Materiali e Metodi
Materiali sedimentari e analisi delle proprietà fisiche
Il nucleo a pistone PC08 (IN2017_V01_C025_PC08), oggetto di questo studio, è stato recuperato dalla scarpata costiera di Sabrina, a nord-est del Ghiacciaio Totten, al largo dell’Antartide Orientale (64,95°S, 120,86°E, profondità dell’acqua circa 2800 m) durante la spedizione IN2017_V01 della nave di ricerca RV Investigator nel 2017 (Fig. 1) (²⁵). Il nucleo PC08 ha una lunghezza di 12,1 metri, ma questo studio si è concentrato sui primi circa 300 cm superiori. I sedimenti sono composti da argilla limosa di colore grigio-verdastro con presenza di detriti trasportati dai ghiacci nelle sezioni glaciali e da limo ricco di diatomee di colore grigio chiaro e marrone nelle sezioni interglaciali. L’analisi del colore dei sedimenti, parametro b*, è stata effettuata presso la Research School of Earth Sciences dell’Australian National University, utilizzando uno scanner per carote Avaatech equipaggiato con una telecamera digitale Color Line. Dopo aver lisciato la superficie del sedimento, le analisi sono state condotte sulla metà archiviata della carota PC08, ottenendo i parametri cromatici con intervalli di 70 μm. La suscettibilità magnetica è stata misurata da Geoscience Australia, utilizzando un misuratore di suscettibilità magnetica portatile. Le misurazioni sono state effettuate sulla metà archiviata della carota PC08, con intervalli di 1 cm.

Analisi delle diatomee
I subcampioni di sedimento per l’analisi delle diatomee sono stati prelevati dalla carota PC08 a intervalli di 5-10 cm e analizzati presso il Dipartimento di Geologia dell’Università di Colgate. Le preparazioni quantitative delle diatomee sono state realizzate seguendo la tecnica di sedimentazione descritta da Warnock e Scherer (⁷¹) ed esaminate al microscopio utilizzando i modelli Olympus CX31 e BX60, con un obiettivo ad immersione in olio 100× per un ingrandimento totale di 1000×. Per ogni vetrino, sono state contate almeno 400 valvole nei campioni ricchi di diatomee, o sono stati analizzati 10 transepti nei campioni poveri di diatomee, considerando solo le valvole integre per più del 50%. I conteggi delle diatomee sono espressi per grammo di peso secco dei subcampioni di sedimento analizzati. Quando possibile, le diatomee sono state identificate fino al livello di specie seguendo le linee guida di Armand et al. (⁴⁰), Cefarelli et al. (⁷²) e Crosta et al. (⁷³).

Campioni di sedimenti per l’analisi di biomarcatori molecolari sono stati prelevati dal nucleo PC08 con un intervallo di 1 a 10 cm e analizzati per biomarcatori HBI (indicativi di diatomee del ghiaccio marino e dell’oceano aperto) presso la Scuola di Ricerca di Scienze della Terra, Università Nazionale Australiana, seguendo metodi standardizzati per l’estrazione e l’analisi degli HBI (74, 75). I biomarcatori sono stati estratti da circa 5 g di sedimento liofilizzato e omogeneizzato utilizzando l’ultrasonorizzazione con diclorometano:metanolo (2:1, v/v) come solvente. Prima dell’estrazione, lo standard interno 9-ottil-8-eptadecene (9-OHD; 10 μl; 2,5 μg ml^(-1)) è stato aggiunto ad ogni campione per consentire la quantificazione dei biomarcatori HBI. Dopo la centrifugazione (2500 giri/min, 90 s), il soprannatante è stato trasferito in una fiala di vetro pulita e la procedura di estrazione è stata ripetuta altre due volte. Dopo la rimozione del solvente dall’estratto organico totale combinato sotto un leggero flusso di N_2, gli estratti secchi sono stati risospesi in n-esano (circa 0,5 ml). Gli estratti sono stati poi separati in una frazione idrocarburica contenente gli HBI e una frazione polare attraverso cromatografia su colonna aperta (SiO_2) utilizzando 5 ml di n-esano e 5 ml di diclorometano:metanolo (1:1, v/v), rispettivamente. Gli HBI nella frazione idrocarburica sono stati analizzati tramite cromatografia a gas/spettrometria di massa utilizzando un cromatografo a gas Agilent 6890 (GC) accoppiato a uno spettrometro di massa AutoSpec Premier di Micromass (MS; Waters Corporation, Milford, MA, USA) in modalità di registrazione degli ioni selezionati. Il GC era dotato di una colonna capillare DB-5 di 60 m (diametro interno 0,25 mm, spessore del film 0,25 μm; Agilent J&W Scientific, Agilent Technologies, Santa Clara, CA, USA), e l’elio è stato utilizzato come gas vettore a un flusso costante di 1 ml min^(-1).

I campioni sono stati iniettati in modalità senza divisione in un iniettore a vaporizzatore a temperatura programmabile (PTV) della Gerstel a 60°C (mantenuto per 0,1 min) e riscaldati a 260°C min^-1 fino a 300°C. La sorgente di MS è stata operata a 260°C in modalità di ionizzazione elettronica (EI) con un’energia di ionizzazione di 70 eV e una tensione di accelerazione di 8000 V. Tutti i campioni sono stati iniettati in n-esano per prevenire il deterioramento dei segnali cromatografici a causa dell’accumulo di FeCl_2 nella sorgente ionica di MS attraverso l’uso di solventi alogenati (76). Il forno GC è stato programmato da 60° a 315°C a 10°C min^-1 e mantenuto a 315°C per 10 min, con un tempo totale di corsa di 43 min.

L’identificazione del diene HBI (IPSO₂₅; indicativo di diatomee del ghiaccio marino) e del triene HBI (HBI-III; indicativo di diatomee dell’oceano aperto) si basava sul confronto dei tempi di ritenzione GC con quelli di composti di riferimento e spettri di massa pubblicati (77). IPSO₂₅ e HBI-III sono stati quantificati utilizzando il loro rapporto massa/carica ionico molecolare (m/z) di 348,3 e 346,3, rispettivamente, in relazione all’ione frammento abbondante m/z 350,3 dello standard interno 9-OHD. Per compensare le risposte spettrali di massa differenziali tra un HBI specifico e lo standard interno, abbiamo utilizzato un fattore di risposta GC-MS (RF) per stimare le concentrazioni di HBI. L’RF è stato ottenuto analizzando sedimenti di riferimento con concentrazioni note di IPSO₂₅ e HBI-III insieme a ogni sequenza di campioni analizzati su un periodo di 4 mesi (RF medio di 5,52 per IPSO₂₅ e 10,32 per HBI-III). Le analisi replicate dei campioni PC08 a profondità di nucleo di 6,5, 74,5 e 171,5 cm hanno indicato la riproducibilità delle nostre misurazioni HBI, mostrando medie e SD di 0,38 ± 0,05 ng g^-1, 0,08 ± 0,03 ng g^-1 e 2,10 ± 0,16 ng g^-1 per IPSO₂₅, e 2,59 ± 0,44 ng g^-1, 0,81 ± 0,06 ng g^-1 e 0,93 ± 0,25 ng g^-1 per HBI-III, rispettivamente.

Per generare stime semiquantitative della copertura passata del ghiaccio marino, abbiamo calcolato l’indice fitoplancton-IPSO₂₅ (PIPSO₂₅) stabilito per l’Oceano Meridionale (37, 39), analogamente all’indice fitoplancton-IP25 sviluppato per l’Artico (38):

Come marcatore di fitoplancton, abbiamo utilizzato HBI-III. Il fattore di bilanciamento c corrisponde al rapporto delle concentrazioni medie di IPSO₂₅ e HBI-III per tutti i campioni PC08 esaminati in questo studio (c=0,45). Inoltre, abbiamo mostrato anche i valori di PIPSO25 calcolati perc=1. Le repliche a 6,5 cm, 74,5 cm e 171,5 cm nel PC08 suggeriscono uno scarto quadratico medio (SD) di ≤0,04 per i valori di PIPSO₂₅.

La datazione al radiocarbonio (¹⁴C) dell’AIOM (Materia Organica Insolubile in Acido) di origine marina e potenzialmente terrestre è stata eseguita presso la Scuola di Ricerca di Scienze della Terra, Università Nazionale Australiana, utilizzando 10 campioni di sedimenti provenienti da determinati livelli stratigrafici nei primi 171,5 cm del nucleo PC08. Per ogni campione, circa 250 mg di sedimento totale liofilizzato e omogeneizzato è stato ripetutamente trattato con acidificazione (0,1 M HCl), risciacquato tre volte con acqua ultrapura da 18 megohm, e centrifugato per rimuovere la materia organica solubile in acido e il carbonio inorganico. L’AIOM residuo è stato poi liofilizzato e successivamente combusto (900°C, 6 ore) dopo l’aggiunta di CuO e Ag a ciascun campione per ossidare la materia organica a CO₂. La CO₂ è stata convertita in grafite utilizzando H2 e polvere di ferro. I campioni di grafite sono stati poi analizzati mediante spettrometria di massa con acceleratore a singolo stadio presso l’Università Nazionale Australiana. I campioni sono stati normalizzati utilizzando l’acido ossalico I e il fondo è stato sottratto utilizzando materiale privo di ¹⁴C (carbone). I risultati sono presentati secondo quanto suggerito da Stuiver e Polach (78). Un’analisi ¹⁴C dell’AIOM replicata del campione di sedimento alla profondità di 74,5 cm del nucleo ha rivelato una piccola differenza di età di 220 anni, dimostrando così una buona riproducibilità delle età dell’AIOM ¹⁴C della metà del periodo deglaciale.

Le età convenzionali AIOM ¹⁴C sono state calibrate in età calendariali utilizzando Calib 8.20 (79), la curva di calibrazione MARINE20 (80), e due diversi scenari aggiuntivi di correzione dell’età di riserva (ΔR) per considerare l’effetto delle variabili condizioni di ghiaccio marino nelle regioni polari (tabella S1) (81). Uno scenario di deplezione bassa di ¹⁴C tiene conto di una minima deplezione regionale di ¹⁴C come si potrebbe prevedere per i tempi dell’Olocene, per il quale abbiamo usato un ΔR^hol di 440 ± 80 anni. Questa stima di ΔR_{Hol} si basa sulla differenza arrotondata tra un’età media di ¹⁴C di 1048 ± 52 anni ottenuta da tre gusci di molluschi delle Isole Kerguelen nel sud dell’Oceano Indiano meridionale per il periodo tra il 1909 e il 1931 (82), e la media dell’età marina globale non polare di ¹⁴C dalla curva di calibrazione MARINE20 per il periodo dal 1910 al 1930 (605 ± 63 anni). Uno scenario di alta deplezione di ^{14}C tiene conto di una deplezione locale aggiuntiva di ¹⁴C correlata ad un aumento della copertura di ghiaccio marino come ci si potrebbe aspettare per le fasi fredde, per il quale abbiamo utilizzato un ΔR^cs di 1600 ± 80 anni. Questa stima di ΔR^cs è ottenuta aggiungendo 1160 anni alla stima di ΔR^hol seguendo le raccomandazioni per una correzione dell’età di riserva dipendente dalla latitudine basata su una simulazione di modello di uno scenario glaciale estremo (CS) (81).

La Figura 4 illustra una serie di dati proxy che documentano le variazioni del ghiaccio marino antartico, della circolazione oceanica e della concentrazione di CO₂ atmosferico durante il periodo di deglaciazione, ovvero il passaggio dall’ultima glaciazione all’attuale epoca interglaciale. Ogni pannello mostra un diverso record proxy correlato ai cambiamenti climatici e ambientali antartici. Ecco una spiegazione dettagliata:

esaminiamo ciascun pannello della Figura 4 più approfonditamente:

Pannello A – CO₂ atmosferico (pCO₂) dal nucleo di ghiaccio WDC:

• pCO₂ (in verde): Presenta le misurazioni della concentrazione di CO₂ nell’atmosfera estratte dal nucleo di ghiaccio West Antarctic Ice Sheet Divide (WDC). Questi dati sono fondamentali per capire come le concentrazioni di CO₂ hanno risposto e influenzato le transizioni climatiche.

*Pannello B – Luminosità (Colore b)**:

• Colore b* (in arancione): La luminosità del nucleo di sedimenti misurata come media mobile su 15 punti. Questa misura può indicare variazioni nella composizione minerale dei sedimenti o processi biogenici, influenzati da cambiamenti ambientali o climatici.

Pannello C – Flusso di opale dal nucleo TN057-13PC4:

• Flusso di opale: Indica la quantità di silice biogenica precipitata dai diatomee e altri organismi silicei. Alto flusso di opale suggerisce condizioni favorevoli per la produttività biologica, spesso associate a ridotte coperture di ghiaccio marino.

Pannello D – PIPSO₂₅ e δ¹³C dell’atmosfera:

• PIPSO₂₅ (in blu scuro per c = 0.45, in azzurro per c = 1): Un indice basato su IPSO₂₅ che riflette le condizioni storiche del ghiaccio marino antartico, dove valori più alti corrispondono a maggiore estensione del ghiaccio.
• δ¹³C dell’atmosfera (diamanti magenta e barre di errore magenta): La composizione isotopica del carbonio nel CO₂ atmosferico, che può dare informazioni sui cambiamenti nelle sorgenti e nei pozzi di carbonio, incluso il ruolo degli oceani e della biosfera terrestre nella modulazione dei livelli di CO₂.

Pannello E – Temperatura superficiale del mare (SST) basata sugli alchenoni:

• SST basata sugli alchenoni (in nero): Le variazioni della temperatura superficiale del mare ricostruite dal nucleo MD03-2611, con gli alchenoni prodotti dai fitoplancton come proxy per la SST. Le SST sono sensibili ai cambiamenti climatici e influenzano la distribuzione del ghiaccio marino e la circolazione oceanica.

Pannello F – Record sedimentario ²³¹Pa/²³⁰Th:

• ²³¹Pa/²³⁰Th (in rosso): Il rapporto tra questi due isotopi radioattivi in sedimenti marini è utilizzato per dedurre la velocità della circolazione oceanica. Rapporti più bassi sono tipicamente associati a una circolazione meridionale atlantica (AMOC) più forte, mentre rapporti più alti indicano una circolazione più debole.

Inoltre, le ombreggiature color ciano chiaro e la barra grigia attraverso i pannelli indicano rispettivamente le fasi di riscaldamento deglaciale e l’Antarctic Cold Reversal (ACR). L’ombreggiatura ciano più scura indica un evento di circolazione e outgassing rapido dell’Oceano Australe che ha portato a un rapido aumento del CO₂ atmosferico intorno a 16.3 ka fa. Questi eventi sono correlati a variazioni significative nel clima globale e nella circolazione oceanica, come evidenziato dagli eventi Heinrich Stadial 1 (H1) e Younger Dryas (YD), periodi di raffreddamento marcato legati a distacchi di iceberg e riduzioni della circolazione oceanica.

Cronologia

I registri lungo il carotaggio del colore del sedimento (b*), dell’abbondanza totale di diatomee e della suscettibilità magnetica mostrano una transizione significativa nella composizione del sedimento nei primi 3 metri del carotaggio PC08 qui esaminato. Studi precedenti su altri carotaggi sedimentari dalla scarpata costiera di Sabrina, al largo dell’Antartide Orientale, hanno dimostrato che questa significativa transizione nella composizione dei sedimenti riflette un incremento della produttività del fitoplancton e una diminuzione dell’apporto di sedimenti terrigeni, che è caratteristica dell’ultima transizione glaciale-interglaciale (27, 28). Questo è supportato indipendentemente da vincoli di età assoluta ottenuti per il carotaggio PC08 basati su 10 età calibrate AIOM ¹⁴C (tabella S1). Le età AIOM ¹⁴C suggeriscono che la materia organica totale nei primi 172 cm del carotaggio PC08 è di età olocenica, deglaciale e tardoglaciale, considerando sia uno scenario di correzione dell’età di riserva olocenica che glaciale (tabella S1). Tuttavia, le età di riserva marine locali potenzialmente sottostimate e un possibile contributo di materiale organico antico rilavorato potrebbero portare a una sovrastima delle età calibrate, ostacolando così una calibrazione significativa delle età AIOM ¹⁴C (83). Questi processi potrebbero inoltre spiegare la presenza di due inversioni di età osservate a profondità nel carotaggio di 55,5 e 126,5 cm. Di conseguenza, ci asteniamo dal basare completamente la cronologia del carotaggio PC08 sulle età AIOM ¹⁴C, sebbene esse forniscano vincoli massimi di età indipendenti.Invece, abbiamo utilizzato i registri continui e ad alta risoluzione del colore dei sedimenti b*, dell’abbondanza totale di diatomee e della suscettibilità magnetica per l’allineamento stratigrafico e la cronologia del nucleo PC08. Si è dimostrato che il b* riflette il contenuto di opale biogenica nei sedimenti del Mare di Scotia (29). Ciò è coerente con le variazioni concomitanti del b* e dell’abbondanza totale di diatomee nel nucleo PC08, che molto probabilmente riflettono entrambi l’opale biogenica e, per estensione, la produttività locale del fitoplancton. È stato mostrato che la produttività nella zona antartica era strettamente correlata con i cambiamenti climatici antartici e globali durante i cicli glaciale-interglaciale del Tardo Pleistocene, con un incremento della produttività durante gli interglaciali e una diminuzione della produttività durante i glaciali (63). Questo forma la base del nostro allineamento stratigrafico del b* e dell’abbondanza di diatomee con l’evoluzione del clima antartico attraverso l’ultima transizione glaciale-interglaciale, come registrato dal δD del carotaggio di ghiaccio EDC (3). Di conseguenza, abbiamo definito tre punti di riferimento che collegano l’aumento maggiore della produttività e la diminuzione temporanea della produttività riflessa dal b* nel nucleo PC08 con il principale riscaldamento climatico antartico deglaciale, inclusi i raffreddamenti su scala millenaria durante l’ACR, come riflettuto dal δD dell’EDC (fig. S1). Un altro punto di riferimento indica il declino della produttività basato su b* corrispondente a un raffreddamento del clima antartico dopo il picco di produttività e di temperatura dell’Olocene iniziale, mentre si presume che la sommità del nucleo sia recente. Per vincolare la sezione glaciale nel nucleo PC08, dove i cambiamenti in b* e l’abbondanza totale di diatomee sono presenti ma limitati, abbiamo definito altri due punti di riferimento utilizzando anche il registro della suscettibilità magnetica.

Questi punti di riferimento glaciali segnano riduzioni della produttività e aumenti della suscettibilità magnetica che riflettono incrementi nell’apporto di sedimenti terrigeni collegati al trasporto in discesa, detriti trasportati dal ghiaccio e, possibilmente, polvere, che si presume corrispondano a transizioni di raffreddamento dopo eventi caldi antartici di scala millenaria nel record δD dell’EDC (fig. S1). I tassi di sedimentazione risultanti per il sito del nucleo PC08 rivelano valori tra 3.3 e 5.7 cm/ka per la tarda deglaciazione e l’Olocene, in confronto a tassi di sedimentazione maggiorati tra 8.7 e 9.6 cm/ka per il periodo glaciale e la precoce deglaciazione, in linea con un incremento della suscettibilità magnetica che riflette un maggiore deposito sedimentario legato all’apporto di sedimenti detritici terrigeni (27, 28).

La scala di profondità del nucleo PC08 è stata allineata alla cronologia dei carotaggi di ghiaccio antartici AICC2012 (30) basandosi sui sette punti di riferimento età-profondità (tabella S2) e utilizzando il software R-Studio e la funzione “Bchronology” nel pacchetto “Bchron” (84). Le età medie (50° quantile) della cronologia sono usate per la scala di età di PC08, mentre le stime dell’incertezza cronologica si basano sulle incertezze di età dei punti di riferimento derivate dalla cronologia AICC2012. Sei su 10 età AIOM ¹⁴C calibrate con una correzione dell’età di riserva di ΔR^hol = 440 ± 80 anni o ΔR^cs = 1600 ± 80 anni rientrano nei quantili del 2,5% e del 97,5% e quindi nell’incertezza della cronologia basata sulla taratura del nucleo PC08. Le età AIOM ¹⁴C calibrate concordano meglio con la cronologia basata sulla taratura e presumibilmente sono più affidabili durante la tarda deglaciazione e l’Olocene iniziale, probabilmente a causa di un aumento della produttività (83). D’altra parte, 4 su 10 età AIOM ¹⁴C calibrate appaiono troppo vecchie rispetto alla cronologia basata sulla taratura di PC08, nonostante l’ulteriore correzione dell’età di riserva di ΔR^cs = 1600 ± 80 anni.

Questo viene osservato in intervalli caratterizzati da un incremento della suscettibilità magnetica che suggerisce un maggiore apporto di sedimenti terrigeni rielaborati, particolarmente durante il periodo glaciale e la prima deglaciazione (fig. S1). Un possibile contributo di materia organica vecchia (o carbonio inerte) da sedimenti rielaborati e/o una correzione insufficiente dell’età di riserva probabilmente ha influenzato le insolitamente vecchie età AIOM ¹⁴C (83).

Complessivamente, la cronologia basata sul tuning suggerisce che i primi ~300 cm del nucleo PC08 esaminati in questo studio comprendano gli ultimi ~40 ka e che i record dei biomarcatori HBI abbiano una risoluzione su scala millenaria. Riconosciamo che la cronologia potrebbe essere imperfetta in alcune parti, in quanto il top del nucleo potrebbe non essere effettivamente recente e l’allineamento stratigrafico nella sezione glaciale è in qualche modo incerto. Tuttavia, la cronologia di PC08 porta a tassi di sedimentazione plausibili ed è complessivamente coerente con i vincoli di età indipendenti basati su AIOM ¹⁴C. È di particolare importanza per questo studio che la cronologia appaia robusta specialmente per il periodo di deglaciazione, dove cambiamenti marcatamente coerenti nel b* del nucleo PC08 e nel δD del nucleo di ghiaccio EDC permettono un solido allineamento stratigrafico che è confermato dalle età AIOM ¹⁴C calibrate attorno all’ACR.

Simulazioni di modelli I dati prodotti dai modelli utilizzati per il confronto tra dati proxy e modello in questo studio sono basati su un esperimento transiente di 140.000 anni eseguito con il modello di sistema terrestre di complessità intermedia, LOVECLIM (85). LOVECLIM è un modello accoppiato che include oceano, ghiaccio marino, atmosfera e vegetazione. La componente oceano-ghiaccio marino è composta da un modello di circolazione generale degli oceani con una risoluzione di 3° × 3°, accoppiato a un modello di ghiaccio marino termo-dinamico con la stessa risoluzione orizzontale. La componente atmosferica è un modello spettrale T21 basato su equazioni quasi-geostrofiche. La simulazione del modello transiente è stata forzata da parametri orbitali variabili nel tempo, orografia e albedo superficiale dei ghiacciai e gas serra atmosferici. I cambiamenti dell’insolazione indotti orbitalmente, variabili nel tempo e in latitudine, sono stati calcolati secondo Berger (86). Le condizioni al contorno delle calotte glaciali sono state definite da cambiamenti nell’orografia e albedo superficiale dei ghiacciai, come derivato dalla ricostruzione delle calotte glaciali variabile nel tempo, come dettagliato da Menviel et al. (87) per il periodo da 140.000 a 120.000 anni fa e da Abe-Ouchi et al. (88) per gli ultimi 120.000 anni. Le concentrazioni variabili di gas serra atmosferici sono state prescritte secondo una compilazione omogeneizzata dei record di gas serra dai carotaggi di ghiaccio antartici (89). Inoltre, è stato aggiunto acqua di fusione nell’Atlantico del Nord per simulare le riduzioni della Circolazione Meridionale Atlantica (AMOC) associate agli eventi di Heinrich (fig. S4). L’esperimento è iniziato 140.000 anni fa seguendo il protocollo PMIP4 (87). L’evoluzione climatica dell’esperimento transiente qui presentato per il periodo da 40.000 a 2.000 anni fa è simile a quella presentata da Menviel et al. (18) e Menviel et al. (24), con lievi differenze dovute ai diversi forzanti dei gas serra e dell’acqua di fusione.

Per il confronto tra dati proxy e modello in questo studio, abbiamo estratto la concentrazione media di ghiaccio marino durante l’estate australe (dicembre-gennaio-febbraio) e la media annua per il sito del nucleo PC08, che è stata mediata tra i 63°S e i 65°S, e tra i 117°E e i 123°E. In aggiunta, abbiamo estratto la concentrazione di ghiaccio marino dell’estate australe simulata per diverse bande latitudinali a nord del sito del nucleo, mediata tra i 60°S e i 62°S, e tra i 117°E e i 123°E, e tra i 58°S e i 60°S, e tra i 117°E e i 123°E.