Early sea ice decline off East Antarctica at the lastglacial–interglacial climate transition

Declino Precoce del Ghiaccio Marino al Largo dell’Antartide Orientale Durante l’Ultima Transizione Climatica Glaciale-Interglaciale”

“Il riscaldamento del clima antartico e l’aumento della CO₂ atmosferica durante l’ultima deglaciazione potrebbero essere parzialmente attribuiti alla riduzione del ghiaccio marino nell’Oceano Meridionale. Tuttavia, le dinamiche del ghiaccio marino antartico durante le transizioni glaciale-interglaciale e i meccanismi sottostanti sono poco definiti, dato che le evidenze robuste basate su proxy del ghiaccio marino sono scarse. Qui presentiamo un record del ghiaccio marino basato su biomarcatori molecolari che risolve la variabilità del ghiaccio marino durante la primavera/l’estate al largo dell’Antartide Orientale nell’arco degli ultimi 40 mila anni (ka). I nostri risultati indicano che una sostanziale riduzione del ghiaccio marino si è verificata rapidamente e contemporaneamente alla risalita delle acque arricchite di carbonio nell’Oceano Meridionale all’inizio dell’ultima deglaciazione, ma è iniziata almeno circa 2 ka prima, probabilmente guidata da un incremento dell’insolazione estiva integrata locale.

Le nostre scoperte suggeriscono che la riduzione del ghiaccio marino e i feedback associati hanno facilitato la rottura della stratificazione e l’emissione di CO₂ nell’Oceano Meridionale e il riscaldamento in Antartide, ma potrebbero anche aver svolto un ruolo principale nell’iniziare questi processi deglaciali nell’Emisfero Australe.

INTRODUZIONE

“Le registrazioni dei nuclei di ghiaccio rivelano che l’ultima deglaciazione è stata caratterizzata da un riscaldamento di circa 8°C in Antartide e da un contemporaneo aumento della CO₂ atmosferica di circa 80 ppmv (parti per milione in volume) tra circa 17,5 e 11,7 mila anni (ka) fa (1–3). Il riscaldamento deglaciale antartico e l’incremento della CO₂ atmosferica furono interrotti da un evento di raffreddamento su scala millenaria noto come la ‘Antarctic Cold Reversal’ (ACR), che coincise con livelli stagnanti di CO₂ atmosferica (1, 2). La stretta correlazione tra il clima antartico e la CO₂ atmosferica su scale temporali orbitali e millenarie suggerisce che i processi nell’Oceano Meridionale siano stati fondamentali nel guidare i cambiamenti deglaciali della CO₂ atmosferica e, di conseguenza, del clima globale (1). In particolare, si ritiene che la disgregazione della stratificazione glaciale profonda e il rinvigorimento del sovvertimento nell’Oceano Meridionale abbiano portato all’emissione di CO₂ profondamente immagazzinata nell’atmosfera attraverso due principali impulsi durante l’ultima deglaciazione (4–7). È stato proposto che la stratificazione glaciale profonda nell’Oceano Meridionale e l’accumulo di carbonio negli oceani profondi fossero dinamicamente collegati con un’estensione del ghiaccio marino (estivo) intorno all’Antartide, mentre la disgregazione deglaciale di tale stratificazione era 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 diminuito l’albedo, formando così un meccanismo critico che facilita sia l’aumento dell’emissione di CO₂ dall’Oceano Meridionale sia il riscaldamento dell’Antartide (11).”Le fasi di riscaldamento deglaciale attraverso l’Antartide e l’incremento della CO₂ atmosferica sono stati contemporanei a significative riduzioni nella Circolazione Meridionale Overturning dell’Atlantico (AMOC) e a periodi freddi nell’Emisfero Settentrionale durante lo Heinrich Stadial 1 [circa 17,5 a 14,7 mila anni fa; seguendo Barker et al. (12) e Rasmussen et al. (13), utilizziamo il termine ‘Heinrich Stadial 1’ per indicare lo Stadial 2.1a della Groenlandia, che include ma non è equivalente all’evento di Heinrich 1] e il Younger Dryas [circa 12,9 a 11,7 mila anni fa; corrispondente allo Stadial 1 della Groenlandia (13)] (7, 14). In linea con il modello concettuale del ‘dondolo termico bipolare’ (15), le simulazioni dei modelli indicano che le riduzioni dell’AMOC, forzate dall’apporto di acqua dolce nell’Atlantico Settentrionale, possono essere accompagnate dal rinvigorimento del sovvertimento dell’Oceano Meridionale, dalla riduzione della copertura di ghiaccio marino antartico e dal riscaldamento dell’Emisfero Australe (16). Di conseguenza, 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 nelle alte latitudini dell’Emisfero Australe e a livelli stagnanti di CO₂ atmosferica durante l’ACR (17, 18). È stato tuttavia ipotizzato che il rinvigorimento del sovvertimento dell’Oceano Meridionale, il ritiro del ghiaccio marino e il riscaldamento antartico all’inizio dell’ultima deglaciazione potrebbero essere stati innescati da processi nell’Emisfero Australe anziché dai cambiamenti dell’AMOC indotti nell’Atlantico Settentrionale (4, 8, 19, 20).

In particolare, i record proxy ottenuti dal nucleo di ghiaccio del West Antarctic Ice Sheet Divide (WDC), influenzato dall’ambiente marino, rivelano un significativo riscaldamento iniziato almeno 2 mila anni prima della prima riduzione deglaciale dell’AMOC associata allo Heinrich Stadial 1 (19). Questo precoce riscaldamento registrato nell’Antartide Occidentale è stato proposto come risultato del ritiro del ghiaccio marino antartico, che a sua volta potrebbe essere stato stimolato da un incremento dell’insolazione locale (19). Per conciliare i meccanismi proposti che guidano i cambiamenti del ghiaccio marino e documentare il loro ruolo nei cambiamenti deglaciali nella circolazione dell’Oceano Meridionale, nel clima antartico e nei livelli di CO₂ atmosferica, è fondamentale risolvere e vincolare l’evoluzione del ghiaccio marino antartico durante l’ultima deglaciazione attraverso prove proxy basate sul ghiaccio marino marittimo.

I record proxy disponibili sul ghiaccio marino antartico che coprono l’ultima deglaciazione con una risoluzione temporale adeguata sono estremamente limitati. Questi sono per lo più confinati a regioni remote dell’Oceano Meridionale vicino all’attuale Fronte Polare Antartico e riflettono principalmente le condizioni del ghiaccio marino invernale (21, 22). Qui, presentiamo un record proxy del ghiaccio marino che copre gli ultimi 40 mila anni con una risoluzione a scala millenaria, basato su biomarcatori molecolari da un nucleo di sedimenti prelevato dalla moderna zona di ghiaccio marino stagionale al largo dell’Antartide Orientale. Il nostro record di ghiaccio marino basato su biomarcatori è particolarmente adatto a tracciare i cambiamenti passati nelle condizioni del ghiaccio marino durante la primavera/l’estate vicino al continente antartico, dove i dati sugli assemblaggi di diatomee tipicamente non riflettono in modo affidabile le condizioni del ghiaccio marino glaciale o deglaciale a causa della ridotta produttività e della dissoluzione dell’opale (23). Combinato con altri dati proxy e i risultati delle simulazioni dei modelli (18, 24), il nostro record di ghiaccio marino rivela intuizioni senza precedenti sulla dinamica del ghiaccio marino nell’Antartide Orientale e le forze sottostanti attraverso l’ultima transizione glaciale-interglaciale. Il nostro studio fornisce prove empiriche a sostegno di un’iniziazione precoce della riduzione del ghiaccio marino antartico deglaciale, guidata da un aumento dell’insolazione locale, e chiarisce il ruolo del declino del ghiaccio marino nel facilitare il sovvertimento dell’Oceano Meridionale e l’emissione di CO₂ durante la deglaciazione, in linea con il concetto del dondolo termico bipolare.

RISULTATI

Sito principale, cronologia e approccio I record proxy sedimentari sono stati ottenuti dal nucleo IN2017_V01_C025_PC08 (nel seguito denominato PC08) recuperato dalla sommità di una cresta sedimentaria situata tra due sistemi di canyon sottomarini sul margine continentale dell’Antartide Orientale, a ~200 km dalla Costa di Sabrina e al largo dello Shelf di Ghiaccio dell’Università di Mosca e del Ghiacciaio Totten (64.95°S, 120.86°E, a ~2800 m di profondità d’acqua) (Fig. 1) (25). Il sito del nucleo si trova all’interno della zona di ghiaccio marino stagionale nel settore sudorientale indiano dell’Oceano Meridionale, appena a nord della Polynya di Dalton, dove si producono sostanziali quantità di ghiaccio marino (26). Attualmente, il ritiro del margine del ghiaccio marino comporta condizioni di acqua libera presso il sito del nucleo PC08 durante l’estate australe e fino all’autunno, mentre per il resto dell’anno il sito è coperto da ghiaccio marino (Fig. 1). Di conseguenza, il nucleo PC08 è particolarmente idoneo a registrare variazioni passate nella copertura del ghiaccio marino al largo dell’Antartide Orientale, in particolare relative agli spostamenti del margine del ghiaccio marino estivo australe e alla formazione di ghiaccio marino nella Polynya di Dalton.

I record lungo il nucleo relativi al colore del sedimento (b*), all’abbondanza totale di diatomee e alla suscettibilità magnetica evidenziano una significativa transizione nella composizione dei sedimenti nei primi 3 m del nucleo PC08 esaminati qui (vedere Materiali e Metodi). Questa transizione nella composizione dei sedimenti è caratteristica dell’ultima transizione glaciale-interglaciale, come confermato dai vincoli di età assoluta ottenuti per il nucleo PC08 basati su 10 datazioni al radiocarbonio di materia organica insolubile in acido (AIOM) (fig. S1 e tabella S1). Un’estrema scarsità di diatomee e un’aumentata suscettibilità magnetica caratterizzano i sedimenti grigio scuro dell’ultimo periodo glaciale, indicando una notevolmente ridotta produzione di fitoplancton, potenzialmente un incremento della dissoluzione dell’opale, e una maggiore deposizione di sedimenti detritici terrigeni (27, 28).

Un incremento di b* riflettente sedimenti più giallastri e probabilmente indicante un aumento del contenuto di opale (29) è coerente con un incremento dell’abbondanza di diatomee, che suggerisce un potenziamento della produttività del fitoplancton durante la deglaciazione (fig. S1). Un’abbondanza aumentata di diatomee e una ridotta suscettibilità magnetica indicano una produzione potenziata di fitoplancton 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 record multiproxy di PC08 con segnali pertinenti nel record di δD di un nucleo di ghiaccio trapanato dal Progetto Europeo per il Carotaggio del Ghiaccio in Antartide a 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 anche cambiamenti di produttività a breve termine che assomigliano strettamente ai cambiamenti climatici antartici su scala millenaria, particolarmente l’ACR durante l’ultima deglaciazione. In modo critico, le età al 14_C dell’AIOM calibrate confermano indipendentemente la sincronicità dell’aumento di b* e dell’abbondanza di diatomee con il riscaldamento antartico riflettuto dal δD dell’EDC durante la deglaciazione, supportando il modello di età basato sulla taratura del nucleo PC08 (fig. S1). La cronologia di PC08 posiziona i nostri record del nucleo sedimentario sulla cronologia dei nuclei di ghiaccio antartici AICC2012 (30) e rivela che l’intervallo qui investigato copre gli ultimi ~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 la glaciazione/inizio deglaciazione e tra 3,3 e 5,7 cm/ka durante la tarda deglaciazione e l’Olocene, consentendo la risoluzione di cambiamenti su scala millenaria dai nostri record proxy.

L’incremento della deposizione sedimentaria durante il periodo glaciale può essere largamente collegato all’aumentata deposizione di materiale detritico terrigeno associato al ghiaccio ancorato avanzato sulla piattaforma (27, 28). Inoltre, l’assemblaggio di diatomee glaciali è caratterizzato da abbondanti taxa di diatomee rielaborate come Stephanopyxis spp. e Pyxilla reticulata (fig. S2), quest’ultima comunemente presente nell’Oligocene tardivo (31). Ciò indica che alcuni sedimenti nel sito del nucleo PC08 potrebbero essere stati trasportati dalla corrente East Wind Drift che fluisce verso ovest e in parte sollevati da correnti di torbidità che trasportano materiale antico rielaborato dalla piattaforma verso il basso nei sistemi di canyon adiacenti al sito del nucleo, oltre alla deposizione di sedimenti emipelagici autoctoni (32). Una minore proporzione di materia organica antica rielaborata, in combinazione con un incremento dell’età del serbatoio oceanico locale, potrebbe anche spiegare il motivo per cui le età ¹⁴C dell’AIOM calibrate sembrano 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 diatomee specifiche (vedi Materiali e Metodi). L’HBI diene diinsaturo è stato identificato nel ghiaccio marino costiero antartico (stabile) così come nei sedimenti superficiali sottostanti il ghiaccio marino (33, 34). È prodotto principalmente dalla diatomea di ghiaccio marino Berkeleya adeliensis (Medlin) che vive e si sviluppa all’interno della matrice del ghiaccio marino durante la fine della 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’altro canto, l’HBI triene tri-insaturo (HB_IIII​) è prodotto da determinate 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, IPSO₂₅​ è abbondante in aree coperte dal ghiaccio marino estivo e dalla Polynya di Dalton (36). Invece, HB_IIII​ raggiunge il picco nella zona marginale del ghiaccio dove il ghiaccio marino si scioglie in primavera/inizio estate e IPSO₂₅​ è ridotto (36). Possiamo quindi prevedere che i record accoppiati di IPSO₂₅​ e HB_IIII​ del nucleo PC08 riflettano i cambiamenti passati nella copertura del ghiaccio marino e, in particolare, gli spostamenti del margine del ghiaccio marino estivo, che generalmente sono difficili da individuare con proxy del ghiaccio marino più tradizionali, come i dati sull’assemblaggio di diatomee.

Utilizziamo anche l’indice di fitoplancton-IPSO25 (IP_so25​​) e il rapporto IP​SO₂₅/HB_IIII​ (o diene/triene) per la ricostruzione del ghiaccio marino, che sono più indipendenti dai cambiamenti del tasso di accumulo complessivo rispetto alle concentrazioni dei singoli biomarcatori (33, 37) (vedi Materiali e Metodi). Analogamente all’indice di fitoplancton-IP25 (PIP₂₅​) sviluppato per l’Artico (38), l’indice PIP_SO25​​ permette di ricostruire stime semiquantitative della copertura passata del ghiaccio marino nell’Oceano Meridionale (37, 39). In linea di principio, i valori di IP_SO25​​ possono variare da zero a uno, indicando condizioni di acqua aperta e condizioni di ghiaccio marino perenne, rispettivamente, con valori intermedi che riflettono ghiaccio marino stagionale più o meno pronunciato. 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 simulata del ghiaccio marino intorno al sito del nucleo PC08, ottenuta da esperimenti numerici con il modello del sistema terrestre LOVECLIM (18, 24) (vedi Materiali e Metodi).

La Figura 1 è una mappa che visualizza vari aspetti fisici e oceanografici del settore meridionale dell’Oceano Indiano e parte dell’Oceano Pacifico meridionale, con un focus sulla regione antartica. Ecco una spiegazione dettagliata di ciascun elemento della figura:

1. Siti di Campionamento: Il diamante bianco indica il sito specifico del nucleo di sedimento studiato, chiamato PC08. I cerchi bianchi rappresentano altri siti di campionamento che sono stati riferiti nello studio per il confronto e la correlazione dei dati.
2. Temperature della Superficie del Mare (SST): La mappa mostra la temperatura media annuale della superficie del mare, basata sul database del World Ocean Atlas 2013, con dati mediati tra il 1955 e il 2012. Il gradiente termico è rappresentato da colori che variano dal blu (acque fredde) al rosso (acque calde).
3. Estensione del Ghiaccio Marino: Le linee bianche tratteggiate e continue indicano rispettivamente l’estensione media del ghiaccio marino nel mese di settembre (fine dell’inverno australe) e nel mese di marzo (fine dell’estate australe), basate sui dati medi tra il 1981 e il 2010.
4. Fronti Oceanici: Le linee nere rappresentano i principali fronti oceanici. Il Fronte Polare Antartico (APF) è la divisione tra le acque fredde meridionali e le acque più temperate a nord. Il Fronte Subantartico (SAF) e il Fronte Subtropicale (STF) sono ulteriori divisioni che separano diverse masse d’acqua con caratteristiche termiche e saline distinte.
5. Correnti Oceaniche: Le frecce colorate rappresentano le principali correnti superficiali.
   • East Wind Drift (EWD): Una corrente superficiale che scorre verso ovest lungo la costa antartica.
   • West Wind Drift (WWD) o Antarctic Circumpolar Current (ACC): La più grande corrente oceanica, che fluisce in direzione est attorno all’Antartide, influenzando significativamente il clima e l’ecosistema marino dell’Antartide.
   • Leeuwin Current (LC): Una corrente oceanica calda che si muove verso sud lungo la costa occidentale dell’Australia, influenzando il clima e gli ecosistemi marini di quella regione.
   La linea rosa segna il confine meridionale dell’ACC (sbACC).
6. Polynya di Dalton: Questa è un’area di acqua aperta vicino al ghiaccio marino, importante per gli scambi termici, i processi ecologici e la formazione del ghiaccio marino.
7. Ghiacciai e Piattaforme di Ghiaccio: Il Ghiacciaio Totten e il Moscow University Ice Shelf sono indicati come riferimenti geografici importanti.
8. Software di Visualizzazione: La mappa è stata prodotta utilizzando il software Ocean Data View, uno strumento specializzato nella rappresentazione grafica di dati oceanografici.

Questa mappa è fondamentale per comprendere la distribuzione termica e le dinamiche delle correnti nell’area di studio, nonché per valutare l’impatto di questi fattori sull’estensione del ghiaccio marino e sul clima regionale. La posizione dei siti di campionamento è essenziale per correlare le condizioni fisiche attuali con i record sedimentari raccolti dai carotaggi, permettendo ai ricercatori di ricostruire le variazioni ambientali nel tempo.

Registri proxy di biomarcatori e ricostruzione del ghiaccio marino degli ultimi 40 ka

Abbiamo identificato quantità quantificabili di IPSO₂₅​ in 37 campioni e di 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 g^-1Sed per l’IPSO2525​ e da 0,09 a 2,64 ng g^-1Sed per l’HBI-III. Le concentrazioni di IPSO₂₅​ e HBI-III mostrano variazioni sostanziali nel corso degli ultimi 40 ka, con il gruppo di valori glaciali nel grafico incrociato IPSO₂₅​-HBI-III che si differenzia nettamente dal gruppo di valori del periodo deglaciale e olocenico (Fig. 2, C e D). I registri risultanti di PIPSO₂₅​ e del rapporto IPSO₂₅​/HBI-III del nucleo PC08 indicano altresì che la concentrazione relativa di IPSO₂₅​ rispetto a HBI-III era maggiore durante il periodo glaciale rispetto al deglaciale o all’Olocene (Fig. 2E). Sebbene non possiamo escludere completamente un certo contributo di biomarcatori alloctoni, consideriamo il loro impatto sui registri HBI e sull’aumento glaciale dei valori di IPSO₂₅​, del rapporto IPSO₂₅​/HBI-III e di PIPSO₂₅​ nel nucleo PC08 come trascurabile. La miscela glaciale di materiale detritico rilavorato e prevalentemente terrigeno, come evidenziato dall’aumento della suscettibilità magnetica, avrebbe piuttosto portato a una diluizione delle concentrazioni dei singoli biomarcatori espressi per grammo di sedimento secco alla rinfusa. Pertanto, presupponiamo che i registri proxy dei biomarcatori HBI del PC08 riflettano in modo affidabile le condizioni del ghiaccio marino regionale attraverso l’ultima transizione glaciale-interglaciale.

La sezione glaciale è segnata da elevati valori di IPSO₂₅​, IPSO₂₅​/HBI-III, e PIPSO₂₅​ che indicano una produzione accresciuta di alghe associate al ghiaccio marino, suggerendo così una presenza incrementata di ghiaccio marino in primavera/estate nel sito PC08, con un apice tra circa 29 e circa 21 ka fa. Questo intervallo comprende la maggior parte dell’Ultimo Massimo Glaciale (LGM) (Fig. 2). Ciò implica un periodo molto breve di condizioni di acque libere alla fine dell’estate, che permette una produzione di fitoplancton, sebbene notevolmente ridotta, in linea con l’abbondanza totale delle diatomee e i record di b∗∗ del nucleo PC08. I dati dei biomarcatori HBI indicano che il margine del ghiaccio marino estivo dell’Antartide Orientale era spostato verso nord, vicino o addirittura oltre il sito del nucleo PC08 durante il LGM. L’aumento dei valori di IPSO₂₅​ e HBI-III durante il LGM potrebbe anche segnalare la ritenzione del ghiaccio marino durante l’estate e le condizioni transitorie di acque libere associate alla Polynya di Dalton (36), che si sarebbe estesa sopra il sito PC08. Inoltre, i record di PIPSO₂₅​ e IPSO₂₅/HBI-III suggeriscono condizioni di ghiaccio marino intermedie durante la tarda fase dello Stadio Isotopico Marino (MIS) 3, da 40 a 29 ka fa, rispetto alle condizioni più estese, sebbene variabili, di ghiaccio marino in primavera/estate durante il MIS 2 o il LGM (Fig. 2).

Le diatomee associate al ghiaccio marino, quali Fragilariopsis curta, Fragilariopsis cylindrus e Thalassiosira antarctica (40), sono largamente assenti e si presentano solo in modo sporadico in proporzioni molto ridotte nella sezione glaciale di PC08 (fig. S2). Inoltre, non abbiamo identificato B. adeliensis in alcun campione del nucleo PC08, nonostante sia stato riconosciuto come il principale produttore di IPSO₂₅​ (34). Ciò suggerisce che l’assemblaggio di diatomee glaciali nel nucleo PC08 sia scarsamente conservato e probabilmente soggetto a una dissoluzione selettiva dei frustuli di diatomee del ghiaccio marino, piccoli e fragili, come comunemente osservato nelle aree con presenza di ghiaccio marino estivo e bassa produttività di esportazione di opale (23). Se l’aumento dell’abbondanza relativa di IPSO₂₅​ nella sezione glaciale del nucleo PC08 derivasse da un incremento della produzione di B. adeliensis, si potrebbe dedurre la formazione di ghiaccio costiero più estesa e di ghiaccio a lastre, potenzialmente in relazione con il più avanzato scioglimento dei banchi di ghiaccio vicini (34). Nonostante ciò, l’assemblaggio di diatomee glaciale scarsamente conservato è in accordo con una copertura quasi perenne di ghiaccio marino nel sito del nucleo, come ricostruito dai record dei biomarcatori HBI, specialmente per il LGM.

L’intervallo con le condizioni più estese di ghiaccio marino in primavera/estate durante il LGM, inferito dai valori massimi di IPSO₂₅​ e PIPSO₂₅​, è seguito da una riduzione di IPSO₂₅​ e da un aumento contemporaneo di HBI-III approssimativamente tra 21 e 16,5 ka fa (Fig. 2). Questo e il conseguente decremento progressivo dei valori di PIPSO₂₅​ indicano una transizione da una copertura di ghiaccio marino quasi perenne, con un’intensificazione del ghiaccio marino estivo nel sito PC08, verso condizioni di ghiaccio marino più stagionali con acque libere durante l’estate.

Il calo precoce di PIPSO₂₅​ intorno a 21 ka fa coincide con l’aumento dell’abbondanza di diatomee del ghiaccio marino stagionale come 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, attribuibile a un rifreezing precoce del ghiaccio marino in autunno (41), suggerisce una stagione di acque libere relativamente breve. I segnali dei biomarcatori HBI e delle diatomee di un iniziale ritiro del ghiaccio marino emergono circa 30 cm sotto l’inizio dei maggiori incrementi nell’abbondanza totale delle diatomee e del valore di b∗∗ nel nucleo PC08 (fig. S2), apparentemente precedendo di diversi millenni l’inizio dell’ultimo riscaldamento deglaciale registrato dal δD EDC secondo la nostra cronologia. Un altro calo di PIPSO₂₅​ intorno a 17,5-16,5 ka fa riflette il rapido declino finale del ghiaccio marino primaverile/estivo nel sito del nucleo all’inizio dell’ultimo deglaciale.

La sezione deglaciale nel nucleo PC08 è caratterizzata da valori bassi o nulli di IPSO₂₅​ e da valori variabili di HBI-III, risultando in valori di PIPSO₂₅​ e IPSO₂₅​/HBI-III pari a zero o bassi, indicando condizioni minime di ghiaccio marino primaverile/estivo (Fig. 2). Queste sezioni mostrano anche l’abbondanza di specie di diatomee caratteristiche sia del ghiaccio marino stagionale (F. curta e F. cylindrus) sia delle condizioni di oceano aperto (Fragilariopsis kerguelensis e T. lentiginosa) (fig. S2). Ciò indica che il ghiaccio marino copriva il sito del nucleo PC08 durante l’inverno e forse fino alla primavera, mentre i record HBI e la diminuzione dell’abbondanza di T. antarctica suggeriscono una stagione estiva di acque libere estesa con rifreezing del ghiaccio marino alla fine dell’autunno durante il periodo deglaciale.

Valori nulli di IPSO₂₅​ e PIPSO₂₅​, suggerendo condizioni minime di ghiaccio marino, sono coerenti con un aumento della produttività e coincidono con i periodi di riscaldamento deglaciale antartico, interrotti da un lieve incremento dei valori di IPSO₂₅​ e PIPSO₂₅, indicando condizioni leggermente migliorate del ghiaccio marino primaverile/estivo durante l’Antarctic Cold Reversal (ACR) (Fig. 2).

In maniera simile alla sezione deglaciale, la sezione dell’Olocene mostra valori bassi o nulli di IPSO₂₅​, valori variabili di HBI-III e, di conseguenza, valori di PIPSO₂₅​ e IPSO₂₅​/HBI-III da bassi a intermedi, insieme alla presenza di diatomee sia del ghiaccio marino stagionale (F. curta e F. cylindrus) sia di acque aperte (F. kerguelensis e T. lentiginosa) (Fig. 2 e fig. S2). I nostri dati sui biomarcatori HBI e sulle diatomee dell’Olocene riflettono la produzione sia delle alghe del ghiaccio marino sia del fitoplancton di acque aperte, suggerendo variazioni stagionali del margine del ghiaccio marino nel sito PC08, analoghe a quelle odierne. Queste condizioni di ghiaccio marino stagionale avrebbero favorito la produttività del fitoplancton durante l’intero Olocene, in linea con l’incremento dell’abbondanza totale delle diatomee e del valore di b∗∗ nel nucleo PC08. Un lieve aumento dei valori di PIPSO₂₅​ e IPSO₂₅​/HBI-III durante l’Olocene medio e tardivo (escluso un calo intorno ai 5 ka fa) e i segnali dei biomarcatori HBI del tardo Olocene, simili a quelli appena precedenti la deglaciazione, potrebbero indicare un aumento a lungo termine della copertura del ghiaccio marino. Ciò implicherebbe un prolungamento della stagione del ghiaccio marino e un accorciamento della stagione di acque libere durante l’Olocene, che potrebbe essere anche riflesso da un incremento dell’abbondanza di T. antarctica e da una contemporanea riduzione dell’abbondanza totale delle diatomee tra i 7 e i 6 ka fa (fig. S2).

Proxy-based and simulated Antarctic sea ice evolution across the last glacial–interglacial transition

I nostri record di biomarcatori HBI offrono intuizioni senza precedenti sulla variabilità del ghiaccio marino durante la primavera/l’estate al largo dell’Antartide Orientale nel corso degli ultimi ~40 ka (kiloanni), suggerendo una copertura quasi perenne di ghiaccio marino nel sito PC08 durante l’ultimo periodo glaciale, specialmente durante l’LGM (Ultimo Massimo Glaciale), e condizioni di ghiaccio marino stagionale ridotte durante la deglaciazione e l’Olocene. Le variazioni complessive del ghiaccio marino durante la transizione glaciale-interglaciale, così come le tendenze di un incremento della copertura di ghiaccio marino dal MIS (Marine Isotope Stage) 3 all’LGM e attraverso l’Olocene, come evidenziato dal nostro record di PIPSO₂₅ del sito PC08, concordano generalmente con i cambiamenti e le tendenze osservate a scala orbitale in diversi record di diatomee (ghiaccio marino invernale) da varie regioni dell’Oceano Meridionale (riferimenti 22, 42). I record di diatomee dei nuclei sedimentari E27-23 (43), TAN1302-96 (44) e SO136-111 (45) dal settore sud-occidentale del Pacifico dell’Oceano Meridionale (Figura 1), per esempio, indicano condizioni migliorate di ghiaccio marino invernale vicino all’attuale Fronte Polare Antartico durante l’ultimo periodo glaciale, e un ghiaccio marino invernale molto ridotto, solo occasionale, durante la deglaciazione e l’Olocene (figura S3). I record di diatomee dei due siti distali TAN1302-96 e SO136-111 suggeriscono anche che il ritiro del ghiaccio marino invernale nel settore del Pacifico è iniziato circa 20-21 ka fa (22), in accordo con il ritiro del ghiaccio marino primaverile/estivo evidenziato dal record di PIPSO₂₅ di PC08 (figura S3). Altre regioni dell’Oceano Meridionale hanno mostrato riduzioni successive del ghiaccio marino invernale che hanno piuttosto seguito il principale riscaldamento antartico deglaciale (22, 42).

I nostri risultati sostengono un aumento dell’estensione del ghiaccio marino estivo durante l’LGM (Ultimo Massimo Glaciale), che è stato anche dedotto da prove micropaleontologiche circum-antartiche, sebbene con considerevolmente meno certezza rispetto a una maggiore estensione del ghiaccio marino invernale durante l’LGM (riferimento 46). Tuttavia, il nostro record di ghiaccio marino suggerisce la massima estensione del ghiaccio marino estivo tra ~29 e 21 ka (kiloanni) fa, che non solo si sovrappone in parte, ma differisce anche dalla definizione del periodo LGM (23 a 19 ka fa) utilizzata per le ricostruzioni del progetto ‘Multiproxy Approach for the Reconstruction of the Glacial Ocean Surface’ (riferimento 46). Ciononostante, la copertura massima di ghiaccio marino estivo tra ~29 e 21 ka fa nel nostro record dal settore sud-orientale dell’oceano Indiano è in accordo con un periodo di massima estensione del ghiaccio marino estivo, ricostruito tra ~31 e 23.5 ka fa (riferimento 47) o ~30 e 22 ka fa (riferimento 48), sulla base di record di diatomee dal Mare di Scotia nel settore sud-occidentale dell’Atlantico dell’Oceano Meridionale. Inoltre, i record di diatomee dal Mare di Scotia suggeriscono che il ritiro del ghiaccio marino estivo nel settore sud-occidentale dell’Atlantico è iniziato già circa 23.5 a 22 ka fa e fu seguito dal ritiro del ghiaccio marino invernale (riferimenti 47, 48). Questo è abbastanza coerente con il ritiro iniziale del ghiaccio marino primaverile/estivo a circa 21 ka fa nel nostro record PIPSO₂₅ di PC08, nonostante i potenziali scostamenti del modello di età tra i diversi nuclei. Le evidenze proxy marine indicano quindi che la copertura di ghiaccio marino estivo glaciale antartico in diversi settori dell’Oceano Meridionale iniziò a declinare diversi millenni prima dell’inizio del principale riscaldamento deglaciale antartico e dell’aumento di CO₂ atmosferico a circa 17.5 ka fa (riferimento 49).

Inoltre, la variabilità del ghiaccio marino nel record PIPSO₂₅ di PC08 è in parte in accordo con l’evoluzione della concentrazione di ghiaccio marino simulata, ottenuta da esperimenti numerici transitori eseguiti con il modello del sistema terrestre LOVECLIM (riferimenti 18, 24). Nelle vicinanze del sito PC08, la simulazione transitoria mostra un incremento nella concentrazione di ghiaccio marino estivo dal 50% a 40 ka (kiloanni) fa fino a una copertura massima del 90% a 32 ka fa, seguita da una concentrazione di ghiaccio marino glaciale relativamente stabile fino a ~18 ka fa, con solo una minima diminuzione di ~5% dal 32 al 18 ka fa (Figura 2F). La concentrazione di ghiaccio marino diminuisce durante la deglaciazione fino a raggiungere condizioni prive di ghiaccio estivo a 8 ka fa. Superimposte su queste variazioni a lungo termine del ghiaccio marino, legate a cambiamenti nei parametri orbitali, nell’orografia delle calotte glaciali, nell’albedo superficiale e nei gas serra atmosferici, la simulazione rivela riduzioni abrupte del ghiaccio marino associate a riduzioni dell’AMOC (Atlantic Meridional Overturning Circulation) indotte da forzanti di acqua dolce nell’Atlantico Settentrionale (figura S4). Il ridotto trasporto di calore oceanico verso nord nell’Atlantico, risultante dall’indebolimento dell’AMOC, porta a un riscaldamento dell’Atlantico Meridionale. Questo calore anomalo viene trasportato verso l’Oceano Meridionale attraverso la Corrente Circumpolare Antartica, portando così al ritiro del ghiaccio marino antartico. La riduzione simulata del ghiaccio marino è più marcata per l’Heinrich Stadial 1 (qui simulato tra 18 e 15 ka fa) rispetto agli Heinrich Stadials 2 o 3 (qui simulati rispettivamente tra 25,9 e 24,2 ka fa e 31,3 e 28,7 ka fa), poiché la riduzione dell’AMOC è più prolungata e a causa dell’incremento contemporaneo di CO₂ atmosferica (riferimenti 1, 2).

La simulazione transitoria rivela un calo abbastanza rapido del ghiaccio marino durante l’inizio dell’Heinrich Stadial 1, un riavanzamento del ghiaccio marino (dal 45% al 60%) durante l’ACR (Antarctic Cold Reversal), e un altro rapido declino del ghiaccio marino all’inizio del Younger Dryas, che rispecchia bene le variazioni del ghiaccio marino riflesse dal record PIPSO₂₅ di PC08 (Figura 2). Le concentrazioni simulate di ghiaccio marino estivo tra 60°S e 62°S o 58°S e 60°S mostrano che la maggior parte della riduzione del ghiaccio marino glaciale-interglaciale è avvenuta entro circa 16 ka (kiloanni) fa, più coerente con il record PIPSO₂₅ piuttosto che con la copertura di ghiaccio marino simulata per il sito PC08 (Figura 2F e figura S4). Ciò indica che la copertura simulata di ghiaccio marino estivo durante l’LGM potrebbe essere leggermente sovrastimata, anche se è vicina alle stime proxy e alla media multimodale del Paleoclimate Modeling Intercomparison Project 4 (PMIP4) (riferimento 50). In contrasto con i record proxy di PC08, tuttavia, la simulazione del modello non rivela né una riduzione sostanziale del ghiaccio marino tra 21 e 18 ka fa né una tendenza di un aumento della copertura di ghiaccio marino durante l’Olocene. Infine, la variabilità del ghiaccio marino riflessa dal record PIPSO₂₅ di PC08 per gli ultimi ~40 ka mostra alcune concordanze e alcune discordanze con i record di sodio marino (ssNa) dei nuclei di ghiaccio EDC (51,52) e WDC (19) che sono influenzati non solo dai cambiamenti nella produzione/estensione del ghiaccio marino, ma anche dalla circolazione atmosferica e dai percorsi di trasporto degli aerosol.

I record di ssNa (sodio marino) di entrambi i nuclei di ghiaccio antartici mostrano un incremento della copertura di ghiaccio marino glaciale, così come tendenze all’aumento del ghiaccio marino durante il periodo glaciale e l’Olocene, in linea generale con il nostro record PIPSO₂₅ (Figura 3). Tuttavia, la maggiore riduzione del ghiaccio marino nel record ssNa dell’EDC (East Dome C) avviene durante la deglaciazione, quindi molto più tardi rispetto sia al nostro record PIPSO₂₅ sia al record ssNa del WDC (West Dome C). Il ritiro del ghiaccio marino deglaciale nel record ssNa dell’EDC somiglia più all’evoluzione del ghiaccio marino nella simulazione transitoria (figura S4). Il record ssNa ad alta quota dell’EDC potrebbe quindi riflettere cambiamenti su larga scala nelle condizioni del ghiaccio marino invernale nel settore indiano (riferimenti 51, 52), ma non necessariamente i cambiamenti del ghiaccio marino estivo nelle vicinanze del continente antartico, che sono registrati dal PIPSO₂₅ di PC08. D’altra parte, la natura e il timing delle variazioni di ghiaccio marino riflessi dal record ssNa del nucleo di ghiaccio WDC, influenzato dal mare, sono molto consistenti con quelli riflessi dal record PIPSO₂₅ di PC08 (Figura 3). Questo include condizioni massimali di ghiaccio marino durante il MIS 2, un ritiro precoce del ghiaccio marino che precede le condizioni minime di ghiaccio marino durante la deglaciazione, e un riavanzamento del ghiaccio marino durante l’ACR (Antarctic Cold Reversal). Di conseguenza, le regioni dell’Oceano Meridionale al largo dell’Antartide Orientale e Occidentale sembrano essere state caratterizzate da dinamiche di ghiaccio marino simili durante l’ultima transizione glaciale-interglaciale, suggerendo fattori comuni di influenza.

Figura 2: Record proxy del nucleo di sedimenti PC08 coprendo gli ultimi 40 ka (kiloanni, cioè migliaia di anni).

Pannello A:

• Color b (in arancione):* Questo parametro riflette le variazioni della componente di colore dei sedimenti e viene mostrato come media mobile di 15 punti.
• δD del nucleo di ghiaccio EDC (in blu): La variazione del rapporto isotopico del deuterio (²H) rispetto all’idrogeno normale (^1H) nel nucleo di ghiaccio di Dome C (EDC), un indicatore delle temperature passate. La linea spessa rappresenta la media mobile di 15 punti.

Pannello B:

• Abbondanza totale di diatomee (in nero): Quantità di resti di diatomee nei sedimenti. Per il periodo glaciale, questi dati sono mostrati anche su scala logaritmica (in grigio) per evidenziare i cambiamenti nelle popolazioni di diatomee in condizioni di nutrienti e luce diversi.

Pannello C:

• IPSO₂₅ (in porpora): Un biomarcatore lipidico (isolato diene trieno saturato C₂₅), utilizzato per indicare la presenza di ghiaccio marino.

Pannello D:

• HBI-III (in rosa): Un indice basato su idrocarburi monoinsaturi trieni (HBI), che viene usato per rilevare i cambiamenti nelle condizioni del ghiaccio marino.
• Grafico incrociato di IPSO₂₅ e HBI-III: Presenta la relazione tra questi due biomarcatori nel tempo, colorati in base a intervalli temporali diversi.

Pannello E:

• PIPSO₂₅ (in blu scuro per c = 0.45 e blu chiaro per c = 1): Una misura proporzionale basata su IPSO₂₅ che considera il contributo relativo dei precursori di ghiaccio marino.
• Rapporto IPSO₂₅/HBI-III (in grigio): Un indicatore delle condizioni del ghiaccio marino, che combina le informazioni di entrambi i biomarcatori.

Pannello F:

• Concentrazione media annuale simulata di ghiaccio marino (in nero): Dati ottenuti da modelli climatici per il sito del nucleo PC08.
• Concentrazione di ghiaccio marino estivo (in blu, viola, magenta): Concentrazione di ghiaccio marino durante l’estate (dicembre-gennaio-febbraio) per diverse latitudini, espressa come media mobile su 101 anni.

Altre annotazioni:

• Diamanti grigi e triangoli verdi: Segnalano i punti di calibrazione età-profondità e le date al radiocarbonio AIOM, rispettivamente.
• Ombreggiatura grigia: Indica il periodo dell’Ultimo Massimo Glaciale (LGM) secondo Clark et al. (93).
• Sfumature azzurre chiare: Fasi di riscaldamento deglaciale dell’Antartide.
• Barra grigia: Denota l’Antarctic Cold Reversal (ACR), un periodo di raffreddamento temporaneo durante la transizione dal periodo glaciale all’attuale periodo interglaciale, l’Olocene.

Questi dati vengono utilizzati per interpretare le variazioni climatiche e ambientali passate, soprattutto per quanto riguarda la presenza e le dinamiche del ghiaccio marino nell’Oceano Antartico.