DISCUSSIONE

I nostri risultati svelano una copertura quasi costante del ghiaccio marino presso il sito del nucleo PC08 durante l’ultimo periodo glaciale, in particolare circa 29.000 a 21.000 anni fa, seguita da una riduzione del ghiaccio marino tra circa 21.000 e circa 16.500 anni fa, e condizioni di ghiaccio marino ridotte 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 Meridionale, come ricostruiti dai cambiamenti nell’abbondanza relativa dei foraminiferi planctonici subpolari nel nucleo MD03-2611, dalla margine continentale a sud dell’Australia (Figura 1) (riferimenti 53, 54). Questo record del nucleo MD03-2611 indica uno spostamento verso nord del Fronte Subantartico e del Fronte Polare Antartico, contemporaneamente ad un aumento della copertura del ghiaccio marino al largo dell’Antartide Orientale durante l’ultimo periodo glaciale, particolarmente evidente durante il Marine Isotope Stage (MIS) 2 e, in misura minore, durante il tardo MIS 3 (Figura 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 fra il periodo glaciale e interglaciale, era avvenuta già entro circa 19.500 anni fa (linea tratteggiata rosa in Figura 3), coincidendo esattamente con uno spostamento verso sud del Fronte Subantartico e del Fronte Polare Antartico, come dedotto dal calo nell’abbondanza di foraminiferi planctonici subpolari nel nucleo MD03-2611.

Questa notevole riduzione del ghiaccio marino al largo dell’Antartide Orientale, unitamente allo spostamento verso sud dei fronti dell’Oceano Meridionale, coincide anche con l’inizio della diminuzione del ghiaccio marino e il conseguente riscaldamento atmosferico al largo dell’Antartide Occidentale, come evidenziato dai record di ssNa e δ¹⁸O del carotaggio del ghiaccio WDC (riferimento 19). Il nostro record PIPSO₂₅ del carotaggio PC08, il record dell’abbondanza di foraminiferi subpolari del carotaggio ben datato MD03-2611, e i record accuratamente determinati del carotaggio del ghiaccio WDC forniscono quindi linee indipendenti di prova che supportano l’ipotesi secondo cui i primi cambiamenti del ghiaccio marino e della superficie oceanica nell’Oceano Meridionale siano avvenuti già intorno a 19,5 mila anni fa (con indicazioni di un ritiro del ghiaccio marino estivo nella nostra ricostruzione già intorno a 21 mila anni fa) e, quindi, (almeno) circa 2 mila anni prima dei principali cambiamenti deglaciali nella circolazione oceanica globale, nel clima e nei livelli di CO₂ atmosferico (riferimento 49).

la Figura 3 presenta una serie di dati proxy ambientali che documentano il passaggio dal periodo glaciale all’interglaciale. Ecco una spiegazione dettagliata:

  • Pannello A: Illustra la variazione del rapporto isotopico del deuterio (δD) nel nucleo di ghiaccio EPICA Dome C (EDC) evidenziato in blu e il rapporto isotopico dell’ossigeno-18 (δ¹⁸O) nel nucleo di ghiaccio West Antarctic Ice Sheet (WDC) in arancione. Le linee più spesse indicano medie mobili a 15 punti. Questi rapporti isotopici sono proxy per le temperature passate. Viene anche mostrata l’insolazione estiva integrata a 65°S (in grigio), utilizzando una soglia di insolazione media diurna di 275 W/m², che è un fattore nel determinare la fusione del ghiaccio marino.
  • Pannello B: Presenta il flusso di sodio non marino (ssNa) nel nucleo di ghiaccio EDC, rappresentato da una linea spessa che indica la media mobile su 15 punti. Questo flusso è un indicatore della presenza di aerosol atmosferici che non provengono dal mare, collegati a fenomeni come la copertura del ghiaccio marino e l’attività dei venti.
  • Pannello C: Mostra la concentrazione di ssNa nel nucleo di ghiaccio WDC, con una media mobile a 25 punti indicata dalla linea spessa. Livelli elevati di ssNa indicano una ridotta copertura del ghiaccio marino e/o un’intensificazione dei venti che trasportano gli aerosol marini verso l’interno del continente antartico.
  • Pannello D: Illustra la concentrazione di PIPSO₂₅, un indicatore di produttività primaria marina influenzata dalla copertura del ghiaccio marino, nel nucleo PC08. Sono mostrati due livelli di correzione (c = 0,45 e c = 1) in blu scuro e azzurro, rispettivamente. La linea rosa rappresenta una interpolazione lineare a tratti della concentrazione di PIPSO₂₅, mentre la linea grigia rappresenta l’obliquità, uno dei parametri orbitali della Terra che influisce sull’insolazione.
  • Pannello E: Presenta l’abbondanza di foraminiferi planctonici subpolari nel nucleo MD03-2611, utilizzati come proxy per le condizioni passate delle acque superficiali marine. L’abbondanza di questi foraminiferi cambia in risposta a variazioni nella temperatura e nella salinità delle acque oceaniche.
  • Pannello F: Mostra il rapporto isotopico del carbonio-13 (δ¹³C) nei foraminiferi bentonici del nucleo MD97-2106, che fornisce informazioni sulla circolazione delle acque profonde, e il rapporto di neodimio (εNd) nei denti di pesce e nei detriti, nonché nei rivestimenti di manganese e ferro nei foraminiferi dei nuclei PS75/073-2 e PS75/056-1. Questi dati sono utilizzati per tracciare l’origine e il movimento delle masse d’acqua oceaniche.

La linea tratteggiata rosa verticale segna il punto mediano della riduzione interpolata di PIPSO₂₅, indicando quando il 50% della riduzione del ghiaccio marino da glaciale a interglaciale si era verificato. L’ombreggiatura grigia in cima indica l’Ultimo Massimo Glaciale (LGM) come definito da Clark et al. (riferimento 93). Le ombreggiature azzurre chiare indicano fasi di riscaldamento deglaciale antartico e la barra grigia segnala la fase di raffreddamento nota come Antarctic Cold Reversal (ACR).

È stato suggerito che il forcing orbitale locale abbia contribuito ai cambiamenti glaciali-interglaciali precoci nel ghiaccio marino antartico e nel clima dell’emisfero meridionale ad alte latitudini (19, 55, 56). Il nostro record PIPSO₂₅ mostra che la copertura di ghiaccio marino antartico variava largamente in armonia con i cambiamenti dell’obliquità negli ultimi 40 ka (Fig. 3D). È fondamentale che l’obliquità sia il controllo primario dell’insolazione estiva integrata per la durata dell’estate (57). L’insolazione estiva integrata locale a 65°S, dove l’estate è definita come i giorni con l’insolazione media diurna che supera una soglia di 275 W/m², è aumentata gradualmente dall’ultimo glaciale all’Olocene e ha raggiunto circa il 50% dell’ampiezza glaciale-interglaciale a 19,5 ka fa (Fig. 3A). Questo aumento precoce dell’insolazione estiva integrata locale a 65°S, indipendente dalla longitudine, potrebbe quindi aver fornito energia sufficiente per iniziare la fusione della copertura di ghiaccio marino quasi perenne nella tarda estate glaciale nel sito PC08 al largo dell’Antartide Orientale e indurre un ritiro precoce del ghiaccio marino anche al largo dell’Antartide Occidentale come osservato nel record WDC ssNa (19). La simulazione transitoria eseguita con LOVECLIM supporta un forcing legato all’obliquità della variabilità del ghiaccio marino estivo negli ultimi 40 ka, sebbene con una sensibilità diversa rispetto a quella illustrata dal record PIPSO₂₅ di PC08 (Fig. 2, E e F).

Il ghiaccio marino estivo simulato intorno al sito PC08 non è sufficientemente sensibile ai cambiamenti dell’insolazione per evidenziare un ritiro significativo del ghiaccio marino in risposta a un aumento dell’obliquità circa 21 a 18 ka fa, né un incremento del ghiaccio marino in risposta a una diminuzione dell’obliquità durante il tardo Olocene. Tuttavia, la riduzione del ghiaccio marino glaciale-interglaciale nella simulazione del modello può essere collegata 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 in modo tale che le riduzioni dell’AMOC nella simulazione del modello si verificano contemporaneamente a quelle suggerite dalle prove dei proxy di ²³¹Pa/²³⁰Th per lo Stadiale di Heinrich 1 e il Younger Dryas (14) (fig. S4E). È importante notare che esistono alcune prove di un rilascio precoce di acqua dolce nell’Atlantico Nord dallo scioglimento della calotta glaciale eurasiatica intorno a ~20 ka fa (58, 59), che potenzialmente avrebbe potuto perturbare l’AMOC, ma questo non è stato considerato qui. Di conseguenza, non possiamo escludere un’influenza di una riduzione dell’AMOC sull’avvio precoce del ritiro del ghiaccio marino antartico osservato nei record proxy, ma consideriamo tale influenza incerta rispetto a quella di un aumento dell’insolazione estiva integrata sulle alte latitudini dell’Oceano Meridionale.Il traslato verso i poli del margine del ghiaccio marino nelle stagioni primaverile/estiva e dei fronti oceanici al largo dell’Antartide Orientale durante l’ultima transizione glaciale-interglaciale è stato accompagnato da un cambio di regime da una maggiore stratificazione tra le acque abissali e quelle profonde a un’intensificata miscelazione della colonna d’acqua nell’Oceano Meridionale. Si è ipotizzato che, nell’Oceano Meridionale, la cella di circolazione superiore (portatrice dell’Acqua Componente dell’Atlantico Nord) e la cella di circolazione inferiore (portatrice dell’Acqua Componente Meridionale) fossero disaccoppiate durante l’ultimo periodo glaciale (4, 8–10). Di conseguenza, un incremento della miscelazione tra le celle di circolazione ha portato a un’incorporazione maggiore dell’Acqua Componente dell’Atlantico Nord nelle acque profonde dell’Oceano Meridionale durante l’Olocene (4, 8–10). Questo è evidenziato dall’aumento del δ¹³C nei foraminiferi bentonici nel nucleo MD97-2106 a sud della Tasmania (60) e dalla diminuzione dell’εNd nei denti/sedimenti di pesci e nei rivestimenti di manganese/ferro nei foraminiferi nei nuclei PS75/073-2 e PS75/056-1 dal Pacifico Meridionale (4) attraverso l’ultima transizione glaciale-interglaciale (Fig. 3F). I nostri risultati sono in linea 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 a un approfondimento del 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 nella formazione di ghiaccio marino e il conseguente rigetto di salamoia attraverso l’ultima transizione glaciale-interglaciale, che potrebbe aver ridotto il volume e/o la densità dell’Acqua di Fondo Antartica, riducendo quindi la stratificazione profonda (10).

Ipotizziamo che la riduzione precoce del ghiaccio marino prima dell’inizio della deglaciazione, come registrato dal record PIPSO₂₅ di PC08, potrebbe essere stata accoppiata con un calo iniziale della stratificazione tra le acque abissali e quelle profonde. Questo sembra essere supportato dai record di εNd dei coralli marini profondi dal Passaggio di Drake, che riflettono una miscelazione migliorata tra le celle di circolazione inferiore e superiore intorno a 20 a 18 ka fa (8), e dai record di ²³¹Pa/²³⁰Th dal Pacifico sudoccidentale profondo che indicano un incremento del sovvertimento del Pacifico meridionale iniziato già 20 ka fa (20). Tuttavia, i nostri risultati suggeriscono che la principale interruzione della stratificazione profonda glaciale nell’Oceano Meridionale coincise con le 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 temporanea riespansione del ghiaccio marino contribuì a fermare la rottura della stratificazione durante l’ACR (Antarctic Cold Reversal) (Fig. 3) (4, 8).

All’avvio della deglaciazione, il rapido declino del ghiaccio marino, come riflesso dal record PIPSO₂₅ di PC08, è concomitante (o appena preceduto) da un riscaldamento dell’oceano superficiale a sud dell’Australia, registrato nel nucleo MD03-2611 (53, 54), e dalla significativa riduzione dell’AMOC legata allo Stadiale di Heinrich 1, come evidenziato dal record di ²³¹Pa/²³⁰Th dall’Atlantico del Nord (14) (Fig. 4).

Allo stesso modo, dopo il modesto riavanzamento dei ghiacci marini e il rinvigorimento della Circolazione Meridionale dell’Atlantico (AMOC) durante il Periodo di Raffreddamento Antartico (ACR), si è verificata nuovamente una riduzione dei ghiacci marini al largo dell’Antartide Orientale contemporaneamente al riscaldamento superficiale a sud dell’Australia e alla riduzione dell’AMOC durante il Dryas Recente. Il riscaldamento a sud dell’Australia suggerisce uno spostamento verso sud del Fronte Subtropicale e un incremento dell’avvezione di acque superficiali calde subtropicali tramite la Corrente di Leeuwin, guidato 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 settentrionale fossero accompagnati da teleconnessioni interemisferiche che hanno portato a uno spostamento polare dei venti occidentali dell’emisfero meridionale e dei fronti oceanici del Sud. Queste teleconnessioni e i cambiamenti oceanici-atmosferici nell’Oceano Meridionale, nonostante la sua inerzia termica, erano apparentemente 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’inizio del Dryas Recente, benché i cambiamenti nella Subantartide fossero molto più rapidi (12). Un AMOC rinvigorito e un potenziato trasporto di calore oceanico meridionale possono aver causato un raffreddamento della superficie oceanica e un riavanzamento dei ghiacci marini alle alte latitudini meridionali durante l’ACR (17, 18), in accordo con il concetto dell’altalena bipolare. Similmente alle dinamiche su scala millenaria durante la deglaciazione, la temporanea riduzione dei ghiacci marini antartici, lo spostamento verso sud dei fronti oceanici meridionali e il riscaldamento antartico osservati circa 24.000 anni fa nei dati proxy potrebbero essere attribuiti all’indebolimento dell’AMOC durante lo Stadiale di Heinrich 2, ciò è conforme alla simulazione transitoria del modello LOVECLIM e corrobora anche la cronologia alquanto incerta della sezione glaciale nel nucleo PC08 (Fig. 3 e fig. S4).

È stato ipotizzato che lo spostamento verso il polo e/o il rafforzamento dei venti occidentali dell’emisfero meridionale associati a riduzioni dell’AMOC abbiano indotto un intensificato upwelling nell’Oceano Meridionale e una maggiore emissione di CO₂ verso l’atmosfera durante l’ultima deglaciazione (6, 7, 16, 61, 62). Un upwelling rafforzato durante lo Stadiale di Heinrich 1 e il Dryas Recente è stato inferito, per esempio, dai picchi nei tassi di seppellimento di opale osservati nella zona antartica a sud del Fronte Polare attuale, poiché le 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 in generale accordo con il record di b* di PC08 (Fig. 4, B e C). L’aumento della produttività deglaciale registrata nel nucleo PC08 potrebbe essere risultato da condizioni ridotte di ghiaccio marino stagionale e da un upwelling potenziato attraverso la divergenza di Ekman al limite meridionale della Corrente Circumpolare Antartica, che probabilmente si è anche spostata verso il polo durante la deglaciazione vicino alla sua posizione moderna presso il sito del nucleo (Fig. 1). Il nostro approccio al modello di età e la presunta corrispondenza notevole tra gli aumenti di produttività e i picchi riflessi dal record di b* di PC08 e gli aumenti di CO₂ atmosferico deglaciale su scale temporali millenarie e centenarie (Fig. 4, A e B) sono coerenti con il collegamento stretto proposto tra la produttività/upwelling nella zona antartica e il CO₂ atmosferico (63).Apparentemente, il primo ritiro dei ghiacci marini iniziato circa 21.000 anni fa non è stato accompagnato da un aumento notevole della produttività, probabilmente a causa della limitata miscelazione verso l’alto di acque sottosuperficiali ricche di nutrienti sotto una estesa stratificazione superficiale risultante dallo scioglimento stagionale dei ghiacci marini fino all’inizio della deglaciazione. L’incrementata produzione di fitoplancton deglaciale nella zona antartica deve quindi essere stata accompagnata da un’utilizzo inefficiente dei nutrienti per produrre una perdita nella pompa biologica e permettere la fuoriuscita di CO₂ verso l’atmosfera (64, 65). Le ricostruzioni dell’età di ventilazione e del pH per le acque profonde dell’Oceano Meridionale documentano infatti periodi deglaciali di rilascio di carbonio associati a aumenti su scala millenaria e centenaria di CO₂ atmosferico, dopo che acque molto vecchie e arricchite di carbonio si erano accumulate nell’oceano profondo stratificato durante l’Ultimo Massimo Glaciale (LGM) (5, 65–67). La fuoriuscita di CO₂ dalle acque vecchie e arricchite di carbonio risalite nell’Oceano Meridionale può anche essere riflessa da cali pronunciati nel δ^13C atmosferico osservati nei record dei carotaggi di ghiaccio contemporaneamente agli aumenti di CO₂ atmosferico durante lo Stadiale di Heinrich 1 e il Dryas Recente (62, 68, 69). Una stretta corrispondenza delle variazioni nel δ^13C atmosferico e PIPSO_25 del nucleo PC08 suggerisce un’accoppiamento stretto tra l’aumento dell’upwelling/fuoriuscita di CO₂ dell’Oceano Meridionale e la riduzione dei ghiacci marini antartici durante la deglaciazione (Fig. 4D).

Inoltre, cali improvvisi su scala centenaria del δ^13C atmosferico e incrementi della produttività nella zona antartica durante la metà dello Stadiale di Heinrich 1 e all’avvio del Dryas Recente hanno seguito immediatamente le rapide riduzioni dei ghiacci marini deglaciali osservate nel record PIPSO25 di PC08. Questo illustra come il declino dei ghiacci marini antartici potrebbe aver agito come un elemento di svolta che ha contribuito a un’intensificazione improvvisa dell’upwelling/fuoriuscita di CO2 dall’Oceano Meridionale e l’associato aumento su scala centenaria del CO2 atmosferico circa 16,3 ka fa e, sebbene più graduale, l’aumento di CO2 circa 12,9 ka fa (6, 69, 70). I nostri risultati quindi sostengono le ipotesi che collegano l’intensificata fuoriuscita di CO2 dall’Oceano Meridionale e gli aumenti di CO2 atmosferico deglaciali a meccanismi che includono la riduzione della copertura di ghiaccio marino antartico, per 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 indicano un aumento della copertura di ghiaccio marino durante la primavera/estate al largo dell’Antartide Orientale durante l’ultimo periodo glaciale, in particolare durante l’Ultimo Massimo Glaciale o MIS 2, che probabilmente ha contribuito a una stratificazione profonda intensificata e a una ridotta fuoriuscita di CO2 nell’Oceano Meridionale.In linea con le evidenze provenienti da altri settori dell’Oceano Meridionale (19, 47–49), i nostri risultati rivelano un precoce declino dei ghiacci marini antartici durante l’ultima transizione climatica glaciale-interglaciale, probabilmente innescato da un aumento dell’insolazione estiva integrata locale. Ipotizziamo che questo precoce declino dei ghiacci marini antartici possa aver avuto un ruolo di primo piano nell’avvio della rottura della stratificazione profonda dell’Oceano Meridionale, mentre un riscaldamento climatico associato, come registrato dal nucleo di ghiaccio WDC, deve ancora essere risolto per l’Antartide Orientale costiera. Questo precoce ritiro dei ghiacci marini antartici appare aver preceduto l’aumento del CO₂ atmosferico deglaciale e suggeriamo che la stratificazione superficiale risultante dallo scioglimento dei ghiacci marini durante l’estate possa aver agito come meccanismo per sopprimere la miscelazione verso l’alto delle acque più profonde verso la superficie e ritardare la fuoriuscita di CO₂ dall’Oceano Meridionale (49). Le successive riduzioni dei ghiacci marini deglaciali erano strettamente accoppiate con un intensificato upwelling dell’Oceano Meridionale e la fuoriuscita di CO₂, associate a un indebolimento dell’AMOC, facilitando così l’aumento del CO₂ atmosferico e contribuendo a un significativo riscaldamento antartico. Le nostre scoperte sottolineano il ruolo cruciale dei cambiamenti nella copertura dei ghiacci marini antartici nel contribuire a, e possibilmente innescare, cambiamenti nel capovolgimento dell’Oceano Meridionale, nel CO₂ atmosferico e nel clima antartico durante l’ultima transizione glaciale-interglaciale.

La Figura 4 illustra una serie di registrazioni paleoclimatiche che si intersecano per fornire una visione complessiva dei cambiamenti ambientali durante l’ultimo passaggio dal periodo glaciale al periodo interglaciale:

A) pCO₂ atmosferico del nucleo di ghiaccio WDC (in verde): Mostra i livelli di pCO₂ atmosferico, espressi in parti per milione (ppm), catturati nel nucleo di ghiaccio della West Antarctic Ice Sheet (WDC), con un picco evidente che indica l’aumento di pCO₂ durante il periodo deglaciale.

B) Colore b (in arancione):* Indica una media mobile su 15 punti del colore b*, un proxy che può riflettere cambiamenti nella composizione del fitoplancton e/o nella produttività biologica nei registri di sedimenti marini.

C) Flusso di opale del nucleo TN057-13PC4 (6): Il flusso di opale (un componente dei gusci di diatomee) è un indicatore della produttività biologica. Valori alti corrispondono a un’elevata attività di fitoplancton, spesso stimolata da acque ricche di nutrienti provenienti dall’upwelling.

D) PIPSO_25 del nucleo PC08 (in blu scuro per c = 0.45, blu chiaro per c = 1) e δ^13C_atm del pCO₂ atmosferico dal Ghiacciaio Taylor (diamanti magenta) e da tre nuclei di ghiaccio antartici (barre SE magenta di una media Monte Carlo) (68, 99): Il PIPSO25 è un proxy per la concentrazione di ghiaccio marino antartico, e δ^13C_atm rappresenta la firma isotopica del carbonio atmosferico, che può essere influenzata da cambiamenti nella circolazione oceanica e nelle emissioni di CO₂.

E) Record SST basato sugli alchenoni del nucleo MD03-2611 (54): Questo grafico traccia le variazioni della temperatura superficiale del mare (SST) basate sugli alchenoni, composti organici prodotti da certi tipi di fitoplancton e che riflettono la temperatura dell’acqua in cui vivono.

F) Record sedimentario del rapporto ^231Pa/^230Th del nucleo OCE326-GGC5 (14): Questo rapporto isotopico fornisce informazioni sulla velocità di esportazione dei sedimenti e sulla circolazione oceanica. Rapporti minori possono indicare una circolazione oceanica più intensa e una maggiore esportazione di sedimenti.

Le ombreggiature azzurre leggere indicano fasi di riscaldamento deglaciale antartico, che coincidono con importanti riduzioni della Circolazione Meridionale Atlantica (AMOC) legate allo Stadiale di Heinrich 1 (H1) e al Dryas Recente (YD), mentre la barra grigia segnala il periodo di raffreddamento antartico (ACR). L’ombreggiatura azzurra più scura indica eventi su scala centenaria di intensificazione del capovolgimento dell’Oceano Meridionale e la fuoriuscita di CO₂, associati a un rapido aumento del CO₂ atmosferico intorno ai 16.3 ka fa.

Complessivamente, la figura mette in relazione vari indicatori paleoclimatici per mostrare come le variazioni del ghiaccio marino antartico, della circolazione oceanica e dei livelli di CO₂ atmosferico hanno contribuito e risposto ai cambiamenti climatici durante la transizione dall’ultima era glaciale all’attuale periodo interglaciale.

MATERIALI E METODI

Materiale sedimentario e analisi delle proprietà fisiche

Il carotaggio a pistone PC08 (IN2017_V01_C025_PC08) analizzato in 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, ~2800 m di profondità dell’acqua) durante la spedizione RV Investigator IN2017_V01 nel 2017 (Fig. 1) (25). Il carotaggio PC08 ha una lunghezza di 12,1 m, ma in questo studio ci siamo concentrati sui primi ~300 cm superiori. I sedimenti sono costituiti da argilla limosa di colore grigio verdastro con alcuni detriti trasportati dai ghiacci nelle sezioni glaciali e da limo ricco di diatomee di colore grigio chiaro e marrone nelle sezioni interglaciali. Il colore dei sedimenti b* è stato analizzato presso la Scuola di Ricerca in Scienze della Terra, Università Nazionale Australiana, utilizzando uno scanner per carote Avaatech dotato di una telecamera digitale Color Line. Dopo la levigatura della superficie del sedimento, le analisi sono state effettuate sulla metà d’archivio del carotaggio PC08, ottenendo i parametri di colore con un’intervallatura di 70 μm. La suscettibilità magnetica è stata analizzata presso Geoscience Australia, utilizzando un misuratore di suscettibilità magnetica portatile. Le analisi sono state effettuate sulla metà d’archivio del carotaggio PC08 con un’intervallatura di 1 cm.

Analisi delle Diatomee

Campioni sedimentari per l’analisi delle diatomee sono stati prelevati dal nucleo PC08 a intervalli di 5 a 10 cm e analizzati presso il Dipartimento di Geologia dell’Università di Colgate. Vetrini quantitativi per le diatomee sono stati preparati seguendo la tecnica di decantazione di Warnock e Scherer (71) ed esaminati al microscopio Olympus CX31 e BX60, utilizzando un obiettivo ad immersione in olio da 100× per un ingrandimento totale di ×1000. Per ciascun vetrino, sono state contate un minimo di 400 valvole per i campioni ricchi di diatomee, o sono stati contati 10 transetti per i campioni poveri di diatomee, considerando solo le valvole che erano intatte per oltre il 50%. I conteggi delle diatomee sono forniti per grammo di peso secco dei sottocampioni di sedimento analizzati. Ove possibile, le diatomee sono state identificate fino al livello di specie seguendo Armand et al. (40), Cefarelli et al. (72) e Crosta et al. (73).

Analisi dei biomarcatori Campioni sottostanti di sedimento per l’analisi dei biomarcatori molecolari sono stati prelevati dal nucleo PC08 a intervalli da 1 a 10 cm e analizzati per i biomarcatori HBI (indicativi di diatomee del ghiaccio marino e dell’oceano aperto) presso la Scuola di Ricerca in Scienze della Terra, Università Nazionale Australiana, seguendo metodi standardizzati per l’estrazione e l’analisi degli HBI (riferimenti 74, 75). I biomarcatori sono stati estratti da circa 5 g di sedimento liofilizzato e omogeneizzato usando l’ultrasonificazione 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) è stato aggiunto a ciascun campione per consentire la quantificazione dei biomarcatori HBI. Dopo la centrifugazione (2500 giri/min, 90 s), il soprannatante è stato versato 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 flusso gentile di N₂, 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 (SiO₂) usando 5 ml di n-esano e 5 ml di diclorometano:metanolo (1:1, v/v), rispettivamente.Gli HBI nella frazione idrocarburica sono stati analizzati mediante gascromatografia/spettrometria di massa (GC/MS) utilizzando un gascromatografo Agilent 6890 accoppiato a uno spettrometro di massa Micromass AutoSpec Premier (MS; Waters Corporation, Milford, MA, USA) in modalità di registrazione degli ioni selezionati. Il GC era equipaggiato con 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. I campioni sono stati iniettati in modalità splitless in un iniettore vaporizzatore a temperatura programmabile (PTV) Gerstel a 60°C (tenuto per 0,1 min) e riscaldati a una velocità di 260°C/min fino a 300°C. La sorgente 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 evitare il deterioramento dei segnali cromatografici a causa dell’accumulo di FeCl₂ nella sorgente di ioni MS attraverso l’uso di solventi alogenati (riferimento 76). Il forno del GC è stato programmato da 60° a 315°C a una velocità di 10°C/min 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) è stata basata sul confronto dei tempi di ritenzione in GC con quelli dei composti di riferimento e degli spettri di massa pubblicati (riferimento 77). IPSO25 e HBI-III sono stati quantificati utilizzando il loro rapporto massa/carica (m/z) ionico molecolare di 348,3 e 346,3, rispettivamente, in relazione allo ione frammento abbondante m/z 350,3 dello standard interno 9-OHD. Per compensare le diverse risposte spettrali di massa tra un HBI particolare 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 in un periodo di 4 mesi (RF medio di 5,52 per IPSO25 e 10,32 per HBI-III). Analisi replicate dei campioni PC08 a profondità del nucleo di 6,5 cm, 74,5 cm e 171,5 cm indicano la riproducibilità delle nostre misure HBI, mostrando medie e deviazioni standard di 0,38 ± 0,05 ng/g, 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.

Radiocarbon dating of AIOM

La datazione al radiocarbonio (14C) dell’AIOM di origine marina e potenzialmente terrestre è stata effettuata presso la Scuola di Ricerca in Scienze della Terra, all’Università Nazionale Australiana, utilizzando 10 campioni di sedimenti da specifici livelli stratigrafici entro i superiori 171,5 cm del nucleo PC08. Per ogni campione, circa 250 mg di sedimento bulk liofilizzato e omogeneizzato sono stati ripetutamente acidificati (0,1 M HCl), risciacquati tre volte con acqua ultrapura a 18 megohm e centrifugati per rimuovere la materia organica solubile in acido e il carbonio inorganico. L’AIOM residuo è stato 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 H22​ e polvere di ferro. I campioni di grafite sono stati poi misurati sullo spettrometro di massa acceleratore a stadio singolo presso l’Università Nazionale Australiana. I campioni sono stati normalizzati utilizzando acido ossalico I, con la sottrazione del background tramite materiale privo di 14C (carbone). I risultati sono presentati come suggerito da Stuiver e Polach (1978). Un’analisi replicata di 14C dell’AIOM del campione di sedimento da una profondità del nucleo di 74,5 cm rivela una differenza di età minore di 220 anni, indicando così una buona riproducibilità delle età di 14C dell’AIOM di metà deglaciazione.

Le età convenzionali di 14C dell’AIOM sono state calibrate in età calendario utilizzando Calib 8.20, la curva di calibrazione MARINE20 e due diversi scenari di correzione dell’età di riserva (ΔR) per considerare l’effetto delle condizioni variabili del ghiaccio marino nelle regioni polari (tabella S1). Uno scenario di bassa deplezione di 14C tiene conto di una minima deplezione regionale di 14C, come ci si potrebbe aspettare per i tempi olocenici, per cui è stato utilizzato un ΔRHol​ di 440 ± 80 anni.

Le età convenzionali al 14C dell’AIOM sono state calibrate in età calendario utilizzando Calib 8.20, la curva di calibrazione MARINE20, e due diversi scenari di correzione dell’età di riserva aggiuntiva (ΔR) per tenere conto dell’effetto delle variabili condizioni di ghiaccio marino nelle regioni polari (tabella S1). Uno scenario di bassa deplezione di 14C considera una minima deplezione regionale di 14C, come si potrebbe prevedere per i periodi olocenici, per cui è stato utilizzato un ΔR​hol di 440 ± 80 anni. Questa stima di ΔRhol​ si basa sulla differenza arrotondata tra un’età media al 14C di 1048 ± 52 anni, ottenuta da tre conchiglie di molluschi delle Isole Kerguelen nel sud dell’Oceano Indiano meridionale per il periodo tra il 1909 e il 1931, e la media dell’età marina globale non polare al 14C dalla curva di calibrazione MARINE20 per il periodo dal 1910 al 1930 (605 ± 63 anni). Uno scenario di alta deplezione di 14C considera una deplezione locale aggiuntiva di 14C legata ad un incremento della copertura di ghiaccio marino, come si potrebbe prevedere per le fasi fredde, per cui è stato utilizzato un ΔRcs​ di 1600 ± 80 anni. Questa stima di ΔRcs​ è ottenuta aggiungendo 1160 anni alla stima di ΔRhol​ seguendo le raccomandazioni per una correzione dell’età di riserva dipendente dalla latitudine, basata su una simulazione modello di uno scenario glaciale estremo (CS).

Cronologia

I registri dal nucleo indicano che le variazioni di colore dei sedimenti (b∗), l’abbondanza totale di diatomee, e la suscettibilità magnetica evidenziano una transizione significativa nella composizione dei sedimenti entro i primi 3 metri del nucleo PC08 esaminato. Studi precedenti su altri campioni di sedimenti dalla scarpata costiera di Sabrina, al largo dell’Antartide Orientale, hanno dimostrato che questa marcata transizione nella composizione dei sedimenti riflette un incremento della produttività del fitoplancton e una riduzione dell’apporto di sedimenti terrigeni, caratteristici dell’ultima transizione glaciale-interglaciale (riferimenti 27, 28). Ciò è confermato indipendentemente dai vincoli di età assoluta ottenuti per il nucleo PC08, basati su 10 età del 14C calibrate AIOM (tabella S1). Le età 14C AIOM suggeriscono che la materia organica totale nei primi 172 cm del nucleo PC08 appartiene all’Olocene, al periodo deglaciale e al tardo glaciale, considerando sia uno scenario di correzione dell’età del serbatoio olocenico che glaciale (tabella S1). Tuttavia, potenziali sottostime delle età del serbatoio marino locale e un possibile contributo di materia organica antica rielaborata potrebbero portare a una sovrastima delle età calibrate, compromettendo così una calibrazione significativa delle età 14C AIOM (riferimento 83). Questi processi potrebbero anche spiegare la presenza di due inversioni di età osservate a 55,5 cm e 126,5 cm di profondità nel nucleo. Pertanto, ci asteniamo dal basare interamente la cronologia del nucleo PC08 sulle età 14C AIOM, sebbene esse forniscano dei 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. Il b∗ è stato dimostrato di riflettere il contenuto di opale biogenico nei sedimenti del Mare di Scotia (riferimento 29). Questo è coerente con le variazioni concomitanti di b∗ e dell’abbondanza totale di diatomee nel nucleo PC08, che molto probabilmente riflettono entrambi l’opale biogenico e, per estensione, la produttività locale del fitoplancton. È stato dimostrato che la produttività nella zona antartica era strettamente correlata ai cambiamenti climatici antartici e globali durante i cicli glaciali-interglaciali del Tardo Pleistocene, con un incremento della produttività durante gli interglaciali e una diminuzione durante i glaciali (riferimento 63). Questo forma la base del nostro allineamento stratigrafico di b∗ e abbondanza di diatomee con l’evoluzione climatica antartica attraverso l’ultima transizione glaciale-interglaciale, come registrato dal δD del nucleo di ghiaccio EDC (riferimento 3). Di conseguenza, abbiamo definito tre punti di legame che collegano l’aumento maggiore della produttività e la diminuzione temporanea della produttività riflessa da b∗ nel nucleo PC08 con il principale riscaldamento climatico antartico deglaciale, includendo il raffreddamento su scala millenaria durante l’ACR, come riflettuto dal δD dell’EDC (fig. S1).

Un altro punto di ancoraggio segnala il declino della produttività basato su b∗ corrispondente a un raffreddamento del clima antartico dopo il picco di produttività e temperatura antartica dell’Olocene iniziale, mentre la parte superiore del nucleo è considerata recente. Per definire 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 ancoraggio utilizzando anche il registro della suscettibilità magnetica. Questi punti di ancoraggio glaciali segnalano riduzioni della produttività e aumenti della suscettibilità magnetica che riflettono incrementi nell’apporto di sedimenti terrigeni legati al trasporto in discesa, detriti trasportati dal ghiaccio, e possibilmente polvere, che si presume corrispondano a transizioni di raffreddamento dopo eventi caldi antartici su scala millenaria nel record di δD dell’EDC (fig. S1). I tassi di sedimentazione risultanti per il sito del nucleo PC08 rivelano valori di 3,3 a 5,7 cm/ka per la tarda deglaciazione e l’Olocene, rispetto a tassi di sedimentazione aumentati di 8,7 a 9,6 cm/ka per il periodo glaciale e la precoce deglaciazione, in linea con un incremento della suscettibilità magnetica che riflette un potenziato deposito di sedimenti legato all’apporto di sedimenti detritici terrigeni (riferimenti 27, 28). La scala di profondità del nucleo PC08 è stata allineata alla cronologia dei carotaggi di ghiaccio antartici AICC2012 (riferimento 30) basandosi sui sette punti di età-profondità (tabella S2) e utilizzando il software R-Studio e la funzione “Bchronology” nel pacchetto “Bchron” (riferimento 84). Le età mediane (50% quantile) della cronologia sono utilizzate per la scala temporale di PC08, mentre le stime di incertezza cronologica si basano sulle incertezze di età dei punti di ancoraggio derivati dalla cronologia AICC2012. Sei su 10 età 14C AIOM calibrate con una correzione dell’età del serbatoio di ΔRhol=440±80 anni o ΔRcs=1600±80 anni sono comprese nei quantili 2,5% e 97,5%, e quindi entro l’incertezza della cronologia basata sul tuning del nucleo PC08. Le età 14C AIOM calibrate sono in migliore accordo con la cronologia basata sul tuning e presumibilmente sono più affidabili durante la tarda deglaciazione e l’Olocene iniziale, probabilmente correlate a un incremento della produttività (riferimento 83).

Complessivamente, la cronologia basata sul tuning suggerisce che i circa 300 cm superiori del nucleo PC08 esaminato in questo studio comprendano gli ultimi circa 40 ka e che i registri dei biomarcatori HBI possiedano una risoluzione su scala millenaria. Riconosciamo che la cronologia potrebbe presentare delle imperfezioni, poiché la cima del nucleo potrebbe non essere realmente recente e l’allineamento stratigrafico nella sezione glaciale è in qualche modo incerto. Tuttavia, la cronologia di PC08 produce tassi di sedimentazione ragionevoli ed è nel complesso coerente con i vincoli di età indipendenti basati su 1414C AIOM. È particolarmente importante per questo studio che la cronologia appaia robusta, soprattutto per la deglaciazione, dove cambiamenti estremamente coerenti in b∗ nel nucleo PC08 e δD del nucleo di ghiaccio EDC permettono un affidabile allineamento stratigrafico, che è confermato dalle età 14C AIOM calibrate intorno all’ACR.

Simulazioni del Modello I dati prodotti dal modello utilizzati per il confronto tra dati proxy e dati del modello in questo studio si basano su un esperimento transiente di 140 ka eseguito con il modello del sistema terrestre di complessità intermedia, LOVECLIM (85). LOVECLIM è un modello accoppiato oceano–ghiaccio marino–atmosfera– vegetazione. La componente oceano–ghiaccio marino è costituita da un modello di circolazione generale dell’oceano con 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 transiente del modello è stata forzata da parametri orbitali dipendenti dal tempo, orografia e albedo superficiale delle calotte glaciali, e gas serra atmosferici. Le variazioni dell’insolazione indotte in modo orbitale, dipendenti dal tempo e dalla latitudine, sono state calcolate in base a Berger (86). Le condizioni al limite delle calotte glaciali sono state prescritte modificando l’orografia e l’albedo superficiale delle calotte glaciali, come derivato dalla ricostruzione dipendente dal tempo delle calotte glaciali dettagliata da Menviel et al. (87) per il periodo 140-120 ka fa e da Abe-Ouchi et al. (88) per gli ultimi 120 ka. Le variazioni delle concentrazioni di gas serra atmosferici sono state prescritte in base a una compilazione armonizzata dei record dei gas serra dai carotaggi del ghiaccio antartico (89).In aggiunta, acqua di fusione è stata introdotta nell’Atlantico Nord per simulare le riduzioni dell’AMOC associate agli eventi di Heinrich (fig. S4). L’esperimento è iniziato 140 ka fa seguendo il protocollo PMIP4 (87). L’evoluzione climatica dell’esperimento transiente presentata qui per il periodo 40-2 ka fa è simile a quella riportata in Menviel et al. (18) e Menviel et al. (24), con lievi differenze dovute ai diversi forzamenti dei gas serra e delle acque di fusione. Per il confronto dati proxy-modello in questo studio, abbiamo estratto la concentrazione media annuale e di ghiaccio marino dell’estate australe (dicembre-gennaio-febbraio) per il sito del nucleo PC08, che è stata mediata tra i 63°S e 65°S, 117°E e 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 62°S, 117°E a 123°E e tra i 58°S e 60°S, 117°E a 123°E.

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