Glacier e calotte glaciali artiche nel corso dell’Olocene: una sintesi circompolare basata su ricostruzioni da registri lacustri

https://cp.copernicus.org/articles/18/579/2022/

Il ritiro recente di quasi tutti i ghiacciai e le calotte glaciali (GIC) situati nelle regioni artiche rappresenta uno dei segni più evidenti e manifesti del cambiamento climatico in atto. Questo lavoro sintetizza i dati pubblicati relativi alle fluttuazioni dei GIC durante l’Olocene, ottenuti da archivi lacustri, contestualizzando il loro attuale arretramento in un quadro temporale di lungo periodo. La nostra raccolta comprende 66 registri di GIC basati su dati lacustri (più un registro non basato su lago proveniente dall’Artico russo) provenienti da sette regioni artiche: Alaska, Isola di Baffin nel Canada nord-orientale, Groenlandia, Islanda, la penisola scandinava, Svalbard e l’alto Artico russo. Per ciascuna di queste regioni e per l’Artico nel suo complesso, riassumiamo le evidenze relative ai periodi in cui i GIC erano ridotti in dimensioni rispetto all’attuale o completamente assenti, indicando condizioni di estati più calde del presente, nonché i dati riguardanti la ricrescita dei GIC nei bacini lacustri, segno di un abbassamento delle temperature estive. In linea con l’alta insolazione estiva boreale determinata da fattori orbitali nell’inizio dell’Olocene, il nostro insieme di dati sull’intero Artico suggerisce che la maggior parte (il 50% o più) dei GIC esaminati fossero più piccoli dell’attuale o assenti intorno a ∼10 ka. Rileviamo la percentuale più elevata (>90%) di GIC artici ridotti in dimensioni o assenti nel medio Olocene, circa ∼ 7–6 ka, probabilmente riflettendo un calore estivo più uniformemente diffuso e costante in questo periodo rispetto all’Olocene precoce. Successivamente a questo intervallo di calore esteso, la nostra raccolta indica che i GIC in tutta l’area artica hanno iniziato a ricrescere e le temperature estive a diminuire intorno a ∼6 ka. Complessivamente, i registri artici indicano anche due periodi di intensificata crescita dei GIC nel medio e tardo Olocene, circa ∼ 4.5–3 e dopo ∼2 ka. I dati regionali mostrano una variabilità nei tempi di ricrescita dei GIC sia all’interno delle singole regioni sia tra di esse, suggerendo che il raffreddamento dell’Artico non sia avvenuto in modo sincrono, nonostante il calo graduale e simmetrico nell’emisfero dell’insolazione estiva nell’emisfero nord. Conformemente ad altri studi, ciò implica una risposta combinata alle caratteristiche specifiche dei ghiacciai, come la topografia, e ad altre forzanti climatiche e meccanismi di feedback, che potrebbero aver guidato periodi di raffreddamento regionale più marcato. Attualmente, la direzione delle forzanti orbitali continuerebbe a favorire l’espansione dei GIC; tuttavia, il ritiro rapido di quasi tutti i GIC artici evidenzia il predominio attuale delle forzanti antropogeniche sul bilancio di massa dei GIC. La nostra analisi evidenzia che nella prima metà dell’Olocene, la maggior parte dei piccoli GIC artici si è notevolmente ridotta o è completamente scomparsa in risposta a temperature estive che, in media, erano soltanto moderatamente più calde di oggi. In confronto, le proiezioni future del cambiamento delle temperature nell’Artico superano di gran lunga i valori stimati per l’inizio dell’Olocene nella maggior parte delle località, prefigurando la perdita futura della maggior parte dei piccoli GIC artici.

1 Introduzione

Globalmente, la perdita di massa dai ghiacciai e dalle calotte glaciali (GICs) è in accelerazione (Hugonnet et al., 2021). Tra il 2000 e il 2019, i GICs a livello mondiale hanno registrato una perdita di massa di 267±16 Gt anno^-1, equivalente al 21±3% dell’innalzamento del livello del mare osservato (Hugonnet et al., 2021). Notabilmente, i circa 50.000 GICs situati nelle regioni artiche hanno contribuito per circa il 70% di questa recente perdita (Hugonnet et al., 2021, Tabella 1; Vaughan et al., 2013). Entro la fine del secolo, si stima che la temperatura media dell’aria superficiale nell’Artico aumenterà di 2,2–8,3°C, un tasso amplificato rispetto alla media globale (Collins et al., 2013, anomalie di temperatura relative al periodo di riferimento 1986–2005). Di conseguenza, le proiezioni su scala globale differenziate per regione riguardo al cambiamento di massa dei GIC indicano i GIC artici come i principali contributori alla prevista perdita di volume di ghiaccio globale entro il 2100 (Radić e Hock, 2011; Radić et al., 2014). Si prevede che il continuo esaurimento dei GIC artici avrà molteplici implicazioni socioculturali ed economiche per le comunità artiche, inclusi cambiamenti maggiori ai sistemi idrologici su scala locale, potenzialmente influenzando la disponibilità, la qualità dell’acqua e gli ecosistemi acquatici a valle (Huntington et al., 2019; IPCC, 2007).

I cambiamenti rapidi e proiettati della criosfera artica sono ancor più impressionanti se considerati in un contesto temporale di lungo termine (es., Kaufman et al., 2009; Fisher et al., 2012; Miller et al., 2013). Le fluttuazioni dei GIC nel corso dell’Olocene sono state ricostruite utilizzando un mix di proxy discontinui e continui, inclusa la mappatura e datazione di morene glaciali, lichenometria, registri dendrocronologici, e record di laghi proglaciali e speleotemi (Solomina et al., 2015). Nel complesso, questi record indicano che molti GIC artici erano ridotti in dimensioni o completamente sciolti nel primo e medio Olocene in risposta al calore estivo indotto da forzanti orbitali nell’emisfero nord (Solomina et al., 2015). Questi record mostrano anche che molti dei GIC che oggi si stanno sciogliendo si sono riformati durante il medio e tardo Olocene, man mano che le temperature estive si raffreddavano a partire dal massimo olocenico guidato dall’insolazione (McKay et al., 2018; Solomina et al., 2015). Il riscaldamento recente guidato da attività antropogeniche ha bruscamente invertito questa tendenza di raffreddamento a lungo termine e espansione dei GIC guidata dall’insolazione, e si prevede che ridurrà significativamente la durata di vita dei GIC artici che, in molti casi, sono esistiti per vari millenni.

Sebbene sia stato ampiamente studiato, persistono numerose questioni riguardo al clima dell’Olocene. A livello globale, le simulazioni climatiche e le ricostruzioni basate su proxy non concordano fondamentalmente sull’orientamento generale delle tendenze della temperatura media annua nel corso dell’Olocene, una significativa discrepanza dati-modello definita il conundrum della temperatura dell’Olocene (Liu et al., 2014). Inoltre, ad oggi, sono state pubblicate poche sintesi multi-proxy del clima dell’Olocene specifiche per l’Artico, e la maggior parte si è concentrata su sottoregioni o periodi di tempo più limitati (ad esempio, Kaufman et al., 2004, 2009; Kaplan e Wolfe, 2006; Briner et al., 2016; McKay et al., 2018; Axford et al., 2021). Sebbene sia stato principalmente guidato da forzanti orbitali simmetriche, gli studi di sintesi dei dati proxy sensibili alla temperatura indicano che il timing e la magnitudine del Massimo Termico dell’Olocene (HTM) erano spazialmente e temporalmente asimmetrici attraverso l’Artico (ad es., Kaufman et al., 2004; Kaplan e Wolfe, 2006; Briner et al., 2016). Analogamente, l’inizio e la velocità del raffreddamento estivo nell’Artico nella metà e nella tarda Olocene non si sono verificati simultaneamente (McKay et al., 2018). Queste sintesi riconfermano l’idea che l’Artico non agisca come un’unità climatologica distinta e che le risposte climatiche all’insolazione e ad altri forzanti durante l’Olocene fossero complesse (McKay et al., 2018). Una comprensione migliorata dei modelli regionali e su scala artica dei cambiamenti di temperatura multi-millenaria dell’Olocene potrebbe illuminare i fattori direttivi che controllano i climi regionali e, quindi, aiutare a prevedere le conseguenze locali del futuro riscaldamento dell’Artico.

Le osservazioni recenti hanno confermato che i Complessi Glaciali e delle Calotte (GIC) rispondono sensibilmente e rapidamente su scale temporali decennali, principalmente ai cambiamenti delle temperature estive e, in misura minore, alle precipitazioni nella stagione di accumulo (Oerlemans, 2005; Koerner, 2005; Bjørk et al., 2012). I record sedimentari provenienti dai laghi glaciali offrono archivi continui inestimabili delle variazioni dei GIC nel corso dell’Olocene, registrando la loro presenza e assenza nel paesaggio e, in alcuni casi, variazioni più sottili nelle dimensioni dei GIC nel tempo. I record delle fluttuazioni dei GIC dai sedimenti lacustri possono essere considerati un proxy qualitativo relativamente semplice per la temperatura estiva. L’eccezionale sensibilità dei GIC a lievi cambiamenti della temperatura estiva rende i loro archivi individuali importanti indicatori del clima regionale e i loro archivi combinati un significativo metro di misura per le tendenze climatiche ampie e su larga scala attraverso l’Olocene (Kelly e Lowell, 2009; Solomina et al., 2015). In questo contesto, sintetizziamo i record GIC basati su laghi pubblicati (n = 66, più un record non basato su lago dall’Isola Franz Josef, incluso a causa della mancanza di record dall’Artico russo) per valutare le tendenze della temperatura estiva su scala regionale e artica durante l’Olocene. La nostra revisione comprende sette regioni geografiche situate oltre i 58° N da cui tali record sono disponibili: Alaska, Isola di Baffin (Canada), Groenlandia, Islanda, la penisola scandinava, Svalbard e l’alto Artico russo. Per ogni regione, riassumiamo le evidenze di periodi in cui i GIC erano più piccoli di oggi o completamente assenti, documentando i tempi di condizioni estive più calde rispetto al presente. In aggiunta, riassumiamo le evidenze di ricrescita dei GIC nei bacini lacustri, documentando il raffreddamento estivo e, specificamente, quando le altitudini della linea di equilibrio (ELA) si sono abbassate fino a intersecare la topografia locale.

La nostra revisione si focalizza sulle seguenti domande: (1) Quali sono le tendenze regionali e su larga scala artica nelle fluttuazioni dei GIC dell’Olocene, desunte dai record basati su laghi? (2) Quando i record dei GIC basati su laghi indicano (un limite minimo per) l’inizio di estati più calde del presente in ogni regione e su scala artica? (3) Quando i record dei GIC basati su laghi indicano l’onset successivo della ricrescita dei GIC e, per inferenza, il raffreddamento estivo in ogni regione e su scala artica?

2 Dati e Metodologia

Le regioni artiche ospitano circa 50.000 GIC (Ghiacciai e Calotte Glaciali), che costituiscono quasi il 60% dell’area totale globale glaciale (Vaughan et al., 2013, Tabella 4.2). Solo un numero molto limitato di GIC esistenti dispone di misurazioni del bilancio di massa in situ su scale temporali pluri-decennali (Zemp et al., 2009). Allo stesso modo, prima dell’era storica, la conoscenza sulle fluttuazioni dei GIC olocenici è limitata, in parte perché i recenti progressi hanno eliminato molte delle prove geomorfiche delle loro storie antecedenti. Tuttavia, i record provenienti dai laghi glaciali offrono preziosi spunti sulle variazioni passate dei GIC e sulla loro sensibilità ai cambiamenti climatici. Abbiamo raccolto tutti i record olocenici di GIC basati su laghi pubblicati nell’Artico, che definiamo come l’area terrestre al di sopra dei 58° N. I record documentano le fluttuazioni locali dei GIC attraverso l’Olocene, ricostruite mediante l’analisi dei sedimenti lacustri provenienti dai laghi glaciali a valle (es., Karlén, 1976, 1981; Leonard, 1985, 1986; Karlén e Matthews, 1992). L’erosione all’interfaccia ghiaccio-fondale produce farina di roccia, trasportata ai laghi a valle attraverso corsi d’acqua di fusione proglaciale (Dahl et al., 2003). In genere, si misurano diverse proprietà fisiche e geo-chimiche dei sedimenti (es., suscettibilità magnetica, abbondanza di elementi maggiori, granulometria, colore, contenuto di materia organica, e densità a secco) utilizzate per distinguere tra sedimenti glaciali e non glaciali, nonché per inferire l’attività glaciale nel tempo. Generalmente, gli intervalli dominati da sedimenti minerogenici a grana fine (sabbioso e/o argilloso limoso) sono interpretati come indicativi della presenza di ghiacciai nel bacino lacustre, mentre gli intervalli con maggiore contenuto di materiale organico (gyttja) sono interpretati come periodi di riduzione dimensionale del ghiacciaio rispetto ad oggi o dell’assenza del ghiacciaio nel bacino. In alcuni studi, vengono analizzati anche i sedimenti di laghi di controllo non glaciali vicini per discriminare meglio il segnale glaciale (Dahl et al., 2003).

Interpretiamo i periodi nei quali i GIC (Ghiacciai e Calotte Glaciali) vengono segnalati come più piccoli del presente o completamente assenti come indicativi di temperature estive superiori rispetto al presente. Inoltre, suggeriamo che le evidenze basate sui laghi dei GIC presentate qui rappresentino un limite inferiore per l’inizio delle estati più calde del presente per svariate ragioni. Primo, molti dei record dei laghi non coprono l’intero Olocene, sono limitati dalla lunghezza del record stesso e potrebbero non includere l’inizio del periodo caldo. Ad esempio, l’assenza di GIC all’inizio di un record lacustre può solo stabilire un limite inferiore per l’inizio delle condizioni più calde del presente. Secondo, benché rispondano relativamente in fretta, i GIC necessitano di tempo per adeguarsi e raggiungere l’equilibrio o per sciogliersi completamente in seguito a un cambiamento climatico.

In totale, abbiamo compilato 66 record lacustri delle variazioni dei GIC dell’Olocene da sette regioni: Alaska (n = 6), Isola di Baffin nel nord-est del Canada (n = 5), Groenlandia (n = 22), Islanda (n = 5), la penisola scandinava (n = 20), Svalbard (n = 7) e l’alto Artico russo (n = 2) (Fig. 1). Abbiamo escluso i record ambigui (che non definiscono chiaramente quando i GIC erano più piccoli del presente o assenti, o quando si sono rigenerati) e i record con un controllo dell’età inadeguato, e abbiamo incluso uno studio non basato su laghi dall’Artico russo (a causa della scarsità di record di laghi glaciali pubblicati in quella regione). Notiamo che circa due terzi dei record lacustri disponibili provengono dalla Groenlandia e dalla Scandinavia, mentre altre regioni (in particolare l’Artico russo, l’Artico canadese e l’Alaska) presentano una copertura minore. Abbiamo utilizzato le divisioni regionali definite dall’Inventario dei Ghiacciai Randolph (RGI6.0; Consorzio RGI, 2017), ma abbiamo considerato l’area dei Monti Urali come parte dell’Artico russo (l’area dei Monti Urali è definita come parte dell’Asia Settentrionale in RGI6.0). Notiamo inoltre che in Canada, tutti i record lacustri disponibili adatti alla nostra sintesi si trovano nella regione definita come Artico Canada Sud nell’RGI. Per ogni record lacustre, abbiamo documentato quando i GIC erano più piccoli del presente o si erano completamente sciolti (indicando che le temperature estive erano superiori al presente) nel primo e medio Olocene e quando il lago è successivamente diventato nuovamente influenzato dai ghiacciai (indicando la rigenerazione dei GIC e il raffreddamento estivo) nel medio e tardo Olocene.

L’interpretazione dei singoli record lacustri glaciali dipende dalla configurazione dei ghiacciai all’interno dei loro bacini idrografici. Nella nostra analisi, abbiamo identificato tre tipi comuni di sistemi ghiacciaio-lago (Fig. 2). In alcuni studi, si utilizzano catene di laghi proglaciali al posto di un unico lago a valle. Il sistema più frequente (sistema ghiacciaio-lago 1; Fig. 2, pannello sinistro) consente una ricostruzione continua delle fluttuazioni dei GIC nel tempo, includendo la presenza, l’assenza e, potenzialmente, variazioni più sottili nelle dimensioni. I record sedimentari dai sistemi ghiacciaio-lago 2 e 3 sono considerati record di tipo soglia “acceso-spegnimento”, in cui il ghiacciaio o la calotta glaciale deve superare un limite topografico per depositare sedimenti glaciali nel lago. Nel sistema ghiacciaio-lago 2 (Fig. 2, pannello centrale), il ghiacciaio attuale si trova dietro il confine topografico e i sedimenti glaciali saranno depositati solo quando il ghiacciaio era più esteso dell’attuale. Di conseguenza, il deposito di sedimenti ricchi di materiale organico può indicare un ghiacciaio delle dimensioni odierne, più piccolo dell’attuale o completamente assente. Sono necessarie ulteriori prove oltre il record lacustre per distinguere tra questi tre stati del ghiacciaio. Infine, nel sistema ghiacciaio-lago 3 (Fig. 2, pannello destro), il ghiacciaio attuale si trova all’interno del bacino idrografico del lago, oltre un confine topografico, e attualmente trasporta sedimenti glaciali nel lago. In questo caso, il deposito di sedimenti ricchi di materiale organico può indicare un ghiacciaio più piccolo dell’attuale (e fuori dal bacino idrografico del lago) o assente. Ancora una volta, sono necessarie ulteriori prove per distinguere tra questi due stati del ghiacciaio.

Tutte le età che delimitano le fluttuazioni dei GIC sono espresse secondo le pubblicazioni originali, incluse le calibrazioni originali e qualsiasi correzione per i riservoi marini, e sono riportate come migliaia di anni prima del 1950 d.C. (cioè, ka). Le età ¹⁴C non calibrate nelle pubblicazioni originali sono state calibrate e qui riportate come la probabilità mediana utilizzando CALIB versione 8.2 e la curva di calibrazione IntCal20 (Reimer et al., 2020; Stuiver et al., 2021) per i campioni terrestri e la curva di calibrazione Marine20 (Heaton et al., 2020) per i campioni marini.

Suddividiamo l’Olocene in Olocene iniziale, medio e tardivo che iniziano rispettivamente a 11,7, 8,2 e 4,2 ka. Per rappresentare le evidenze basate sui laghi, abbiamo adottato un approccio binario e definito lo stato dei GIC in intervalli di 100 anni da 12 a 0 ka: 0 indica influenzato dai ghiacciai, e 1 indica un ghiacciaio o una calotta glaciale più piccola dell’attuale o assente. Un piccolo sottoinsieme degli studi pubblicati originalmente ricostruisce informazioni più dettagliate sulle variazioni dei ghiacciai (come i periodi in cui i GIC erano più grandi dell’attuale o la loro altitudine della linea di equilibrio – ELA – nel tempo); tuttavia, per riassumere su tutti i record, utilizziamo le evidenze più comuni e affidabili: la presenza versus l’assenza del ghiacciaio (o più piccolo dell’attuale) in ciascun bacino idrografico. Abbiamo calcolato la percentuale di GIC che erano assenti o più piccoli dell’attuale in intervalli di 100 anni da 12 a 0 ka per ogni regione e a livello artico (Fig. 3–10). Dato che le risoluzioni delle cronologie sono tipicamente maggiori del tempo di risposta di un piccolo ghiacciaio montano o di una calotta glaciale a una perturbazione climatica, seguiamo Solomina et al. (2015) e non apportiamo correzioni per il tempo di risposta dei GIC, poiché può essere considerato trascurabile rispetto all’incertezza della maggior parte delle età riportate. Arrotondiamo il timing di tutte le evidenze dei GIC riportate all’intervallo di 100 anni più vicino nelle nostre analisi. Oltre a documentare il timing delle variazioni dei GIC, e per esaminare ulteriormente i modelli geografici e i controlli sulle fluttuazioni dei ghiacciai, abbiamo misurato l’altitudine dei GIC e l’ELA approssimativa in stato stazionario utilizzando metodi geospaziali per ogni località di studio. Per le stime dell’ELA, abbiamo utilizzato un toolbox sviluppato per il calcolo automatico delle ELA dei GIC (Pellitero et al., 2015). Abbiamo impiegato il metodo del rapporto area di accumulo (AAR) con un valore AAR ipotizzato di 0,67 (un valore comune per i ghiacciai montani ad alta latitudine in equilibrio) (Gross et al., 1976; Braithwaite e Muller, 1980). Si osserva che gli attuali estesi dei GIC probabilmente non sono in equilibrio con il clima presente, e quindi l’ELA reale è probabilmente più alta nella maggior parte dei casi. Gli estesi attuali dei GIC sono stati derivati dal dataset Global Land Ice Measurements from Space (GLIMS) (Raup et al., 2007), e il prodotto mosaico ArcticDEM a risoluzione di 32 m (Porter et al., 2018) è stato utilizzato per derivare tutte le misurazioni dell’altitudine.

la Figura 1 è una mappa che rappresenta la distribuzione di studi basati su record lacustri del GIC (Glacial Ice Coverage) dell’Olocene. I dettagli sono i seguenti:

• Record lacustri del GIC: Sono dati geologici e paleoclimatici ottenuti dai sedimenti lacustri. Questi sedimenti possono fornire informazioni sulla precedente estensione dei ghiacciai, poiché i ghiacciai quando avanzano o si ritirano lasciano dietro di sé materiale eroso che può depositarsi nei laghi. Analizzando questi depositi, i ricercatori possono ricostruire l’andamento storico della copertura glaciale.
• Olocene: È l’epoca geologica che inizia circa 11.700 anni fa e continua fino ai giorni nostri. È caratterizzata da un clima generalmente più caldo e stabile rispetto al precedente Pleistocene, con importanti implicazioni per lo sviluppo delle civiltà umane.
• Numero di record (n): Il numero accanto a ogni regione (es: n = 6 per l’Alaska) indica il numero di siti lacustri da cui sono stati raccolti i dati. Più alto è il numero, maggiore è la quantità di dati raccolti da quella particolare regione.
• Distribuzione regionale:
  • Alaska: Vi sono 6 siti che hanno fornito dati sulla copertura glaciale.
  • Arctic Canada: Include dati da 5 siti sull’Isola di Baffin e nel nord-est del Canada.
  • Greenland: Con 22 siti, mostra un’ampia raccolta di dati, riflettendo una possibile diversità di informazioni sulla copertura glaciale.
  • Iceland: 5 siti forniscono dati che contribuiscono alla comprensione della storia glaciale dell’isola.
  • Scandinavia: 20 siti offrono una visione dettagliata della storia glaciale in questa regione europea.
  • Svalbard: Un archipelago nell’oceano Artico che contribuisce con dati da 6 siti.
  • Russian Arctic: Contribuisce con 2 record lacustri e un record non lacustre, indicando un set di dati più limitato rispetto ad altre regioni.
• Aree senza dati: Le aree in grigio indicano regioni senza dati lacustri, il che può significare che non ci sono stati studi sufficienti, o che i dati non sono disponibili o non sono stati inclusi nello studio.
• Scala dei chilometri: La mappa include una scala per fornire un contesto delle distanze relative tra le diverse regioni indicate.
• Tabella S1: La figura fa riferimento a una tabella supplementare, presumibilmente contenuta nello studio, che dettaglia gli studi inclusi e le loro caratteristiche, fornendo un contesto più approfondito per i dati rappresentati sulla mappa.

La mappa è un utile strumento visivo per mostrare come i dati sulle variazioni della copertura glaciale durante l’Olocene sono distribuiti attraverso il territorio artico e subartico, e può servire come base per discussioni sulle tendenze climatiche passate, sull’evoluzione del paesaggio e sugli impatti di tali cambiamenti.

3 Compilazioni Regionali e Circumpolari dei Record GIC dell’Olocene

3.1 Alaska

L’Alaska è situata nel nord-ovest del Nord America ed è confinata a sud dal Golfo dell’Alaska, a ovest dal Mare di Bering e a nord dall’Oceano Artico. Il clima dell’Alaska è marittimo lungo la costa meridionale, transizionale-continentale nell’interno e artico nel settentrione. I GIC occupano circa 75.000 km², ovvero approssimativamente il 5% del territorio dell’Alaska (Calkin, 1988). I complessi ghiacciati più vasti si trovano a sud, lungo i margini che confinano con il Golfo dell’Alaska, che rappresenta la principale fonte di precipitazioni per questa regione (Calkin, 1988; Kaufman e Manley, 2004; Barclay et al., 2009). Sono disponibili sei record basati su laghi dell’Olocene dei GIC dal centro-sud e dal sud-ovest dell’Alaska (Fig. 3). McKay e Kaufman (2009) riportano due record lacustri nell’area delle Montagne Chugach nel centro-sud dell’Alaska (Fig. 3, record 1 e 2). Il record del Lago Greyling (Fig. 3, record 1) indica un periodo generalmente caldo, con ghiacciai ridotti o addirittura completamente assenti tra circa 12.2 e 4 ka e una successiva crescita dei ghiacciai nel bacino idrografico intorno a 4 ka (McKay e Kaufman, 2009). Il record del Lago Hallet (Fig. 3, record 2) suggerisce una presenza di ghiacciai inferiore all’attuale o addirittura la loro assenza da almeno circa 7.8 ka (la base del carotaggio) fino a una ricrescita dei ghiacciai intorno a 4.5 ka (McKay e Kaufman, 2009). Nel nord-est delle Montagne Ahklun nel sud-ovest dell’Alaska, un record dal Lago Waskey (Fig. 3, record 3) indica che i ghiacciai si sono mantenuti fino a circa 9.1 ka, forse a causa di un’abbondante accumulazione nevosa invernale (Levy et al., 2004). Tra circa 9.1 e 3.1 ka, i ghiacciai erano meno estesi rispetto all’attuale e potrebbero essere completamente scomparsi. Una riattivazione dei ghiacciai e un incremento del deflusso delle acque di fusione nel lago si è verificato intorno a 3.1 ka (Levy et al., 2004).

I successivi tre record provengono da laghi di soglia che attualmente non ricevono apporti di acque di fusione glaciali; pertanto, la presenza di tali acque è indicativa di ghiacciai più estesi di quelli odierni. Zander et al. (2013) forniscono un record olocenico del Ghiacciaio Sheridan dal Lago Cabin, situato alla base delle Montagne Chugach (Fig. 3, record 4). Il record rivela che l’acqua di fusione del Ghiacciaio Sheridan ha raggiunto il lago in diversi periodi: approssimativamente tra 11.2 e 11 ka, intorno a 0.8 ka, da circa 0.7 a 0.4 ka, e da circa 0.3 a 0.2 ka (Zander et al., 2013).

Nel sud dell’Alaska, nelle Montagne di Kenai, un record dal Lago Emerald evidenzia che il Ghiacciaio Grewingk ha superato la divisoria topografica e ha trasportato sedimenti glaciali al lago tra circa 10.7 e 9.8 kiloanni (ka) e da circa 0.6 a 0.2 ka, fatta eccezione per il periodo tra circa 0.5 e 0.4 ka quando venne depositato sedimento arricchito di materia organica, segnalando che il ghiacciaio si trovava dietro la divisoria per un breve lasso di tempo (LaBrecque e Kaufman, 2016; Fig. 3, record 5). Infine, un record dal Lago Goat indica che il Ghiacciaio North Goat si è addensato fino alla soglia del bacino e ha riversato acqua di fusione direttamente nel lago da circa 10.6 a 9.5 ka e tra circa 0.3 e 0.1 ka (Daigle e Kaufman, 2009; Fig. 3, record 6).

Riassumendo, i GIC in Alaska sono diventati più ridotti o completamente assenti tra circa 12.2 e 7.8 ka. In aggregato, i record basati su laghi provenienti dall’Alaska suggeriscono che il 100% dei GIC fosse più piccolo dell’attuale o inesistente tra circa 12 e 11.2 ka (un solo record) e tra circa 9.1 e 4.5 ka. I GIC hanno ripreso a crescere tra circa 4.5 e 3.1 ka. Un’analisi delle fluttuazioni dei ghiacciai olocenici in Alaska propone che i GIC terrestri si sono ritirati durante l’early to middle Holocene e che la neoglaciazione ha avuto inizio in alcune aree intorno a 4 ka, con avanzamenti maggiori intorno a 3 ka (Barclay et al., 2009).

La Figura 2 mostra schematicamente tre configurazioni di sistemi lago-glaciale e le corrispondenti stratigrafie sedimentarie che si formano in risposta alla presenza o assenza di un ghiacciaio e alle sue variazioni dimensionali nel tempo. Le stratigrafie sedimentarie sono utilizzate per interpretare la storia glaciale basandosi sul tipo e sulla composizione dei sedimenti depositati. Ecco i dettagli di ciascun sistema:

Sistema lago-glaciale 1 (Pannello di sinistra):

• Presente: Il ghiacciaio si trova interamente all’interno del bacino idrografico del lago, e il suo scioglimento fornisce apporto di acque al lago attualmente.
• Stratigrafia (A): Sedimenti grigi fini, arricchiti di minerali, si depositano quando il ghiacciaio è presente e attivo, poiché il materiale eroso dal ghiacciaio entra nel lago.
• Stratigrafia (C): Sedimenti organici marroni si depositano quando il ghiacciaio è assente; il materiale è principalmente organico a causa di una minore influenza glaciali.
• Stratigrafia (B): Un tipo intermedio di sedimenti si forma quando le dimensioni del ghiacciaio variano, indicando periodi di maggiore o minore attività glaciale.

Sistema lago-glaciale 2 (Pannello centrale):

• Presente: Il ghiacciaio attualmente non si trova nel bacino idrografico del lago e non contribuisce con le acque di fusione.
• Stratigrafia (B): Sedimenti grigi fini, arricchiti di minerali, indicano periodi in cui il ghiacciaio era più grande dell’attuale e oltrepassava la soglia topografica, portando materiale nel lago.
• Stratigrafia (A e C): Sedimenti organici marroni si formano quando il ghiacciaio è delle dimensioni attuali, più piccolo o assente, risultando in un segnale di “spento” quando il ghiacciaio è dietro la soglia topografica. In questo contesto, i sedimenti non forniscono una chiara distinzione tra le varie condizioni del ghiacciaio.

Sistema lago-glaciale 3 (Pannello di destra):

• Presente: Le acque di fusione glaciali attualmente entrano nel lago.
• Stratigrafia (A): Sedimenti grigi fini, arricchiti di minerali, si depositano quando il ghiacciaio è presente e delle dimensioni attuali.
• Stratigrafia (B e C): Sedimenti organici marroni si formano quando il ghiacciaio era assente o più piccolo dell’attuale e si era ritirato dietro la soglia topografica o era fuori dal bacino idrografico del lago. Similmente al sistema 2, la distinzione tra le dimensioni ritirate del ghiacciaio e la sua completa assenza può essere sfumata nel record sedimentario.

In ogni sistema, la chiave per interpretare la storia glaciale è la transizione tra sedimenti minerogenici grigi, che indicano un’influenza diretta dei ghiacciai, e sedimenti organici marroni, che indicano un ambiente più dominato da processi biologici e meno influenzato dall’erosione glaciale. Tuttavia, ci sono sfumature in questa interpretazione a causa della sovrapposizione potenziale dei segnali sedimentari nelle diverse fasi del ghiacciaio.

La Figura 3 fornisce una rappresentazione grafica dei record lacustri basati sulle variazioni dei Ghiacciai Ice-Covered (GIC) nell’Olocene in Alaska, evidenziando come le dimensioni dei ghiacciai abbiano cambiato nel corso di 12.000 anni (12 ka a 0 ka, con ka che sta per “kiloanni”).

(a) Rappresentazione schematica delle fluttuazioni dei GIC:

• Barre grigio scuro: Indicano periodi durante i quali i sedimenti lacustri erano influenzati dai ghiacciai, suggerendo che i ghiacciai erano attivi e contribuivano con sedimenti minerogenici nel lago.
• Barre grigio medio: Rappresentano periodi in cui i GIC erano più piccoli rispetto alle loro dimensioni attuali ma ancora presenti.
• Barre grigio chiaro: Denotano l’assenza di GIC, suggerendo che i ghiacciai si erano ritirati a tal punto da non contribuire più al carico sedimentario del lago.
• Barre a righe: Indicano periodi in cui non è possibile distinguere tra GIC più piccoli dell’attuale o completamente assenti basandosi sui sedimenti lacustri.
• Sezioni vuote: Corrispondono a periodi in cui lo stato del ghiacciaio o della calotta glaciale è sconosciuto o incerto.
• Barre colorate: Mostrano l’età olocenica più antica riportata in ogni record, con i colori che rappresentano il metodo di datazione (es. verde per datazioni al radiocarbonio di macrofossili vegetali o acquatici, giallo per variazioni paleomagnetiche, blu per macrofossili marini datati al radiocarbonio, ecc.).

(b) Percentuale di GIC studiati più piccoli o assenti:

• La linea rossa mostra la percentuale di GIC studiati che erano più piccoli dell’attuale o assenti, rivelando tendenze di crescita o ritiro dei ghiacciai nel tempo.
• I cerchi indicano i tempi di prima (cerchi aperti) e sostenuta (cerchi pieni) ricrescita dei GIC durante l’Olocene medio e tardo, messi in relazione con l’elevazione massima attuale del ghiaccio per ogni bacino idrografico.

(c) Numero di record disponibili:

• Mostra il numero complessivo di record lacustri disponibili da questa regione che coprono il periodo da 12 ka a 0 ka.

(d) Località di studio:

• Mappa con i siti numerati che corrispondono ai record specifici citati nel testo, che forniscono i dati per la ricostruzione delle fluttuazioni dei GIC.

È importante notare che i record dei laghi numerati 4, 5 e 6 sono classificati come “record di soglia” e attualmente non ricevono acque di fusione dai ghiacciai. Questo significa che le transizioni tra periodi glaciali e non glaciali registrate in questi laghi potrebbero non corrispondere esattamente ai tempi di risposta dei ghiacciai ai cambiamenti climatici, dato che il segnale può essere ritardato o alterato da altri fattori locali.

3.2 Canada Artico (Isola di Baffin, nord-est del Canada)

L’Arcipelago Artico Canadese si posiziona a nord del continente principale del Canada, delimitato ad est dalla Baia di Baffin e dallo Stretto di Davis, e a nord dall’Oceano Artico. Il clima della maggiore isola dell’arcipelago, l’Isola di Baffin, è modulato dall’interazione tra la corrente di Baffin, fredda e a bassa salinità, che fluisce verso sud lungo il lato occidentale della Baia di Baffin, e le acque relativamente calde subartiche della Corrente della Groenlandia Occidentale, che apportano calore alla regione della Baia di Baffin, influenzando così le condizioni del ghiaccio marino e il clima terrestre. Le temperature medie annue variano da -15°C nel nord dell’Isola di Baffin a -5°C nel sud, mentre le temperature medie di luglio si attestano intorno a 4°C nelle aree costiere, risultando generalmente più elevate all’interno (ESWG, 1995). Le precipitazioni sono generalmente comprese tra 200 e 300 mm annuali (ESWG, 1995). L’isola ospita attualmente la Calotta di Barnes situata nella parte centrale dell’Isola di Baffin e la Calotta di Penny, localizzata a circa 300 km a sud (entrambe reliquie della Calotta Glaciale Laurentide), oltre a numerosi piccoli Ghiacciai e Coperture di Ghiaccio (GIC) montani situati lungo le montagne orientali.

Cinque cronologie basate sui laghi della variabilità dei GIC durante l’Olocene sono disponibili per l’Artico Canadese, tutte situate sull’Isola di Baffin. Nella parte nord-orientale dell’Isola di Baffin, Thomas et al. (2010) presentano cronologie oloceniche da due laghi proglaciali (laghi Longspur e Big Round; Fig. 4, record 1 e 3) e due laghi di soglia (laghi Yougloo e Igloo Door; Fig. 4, record 4 e 5). Il record del Lago Big Round (Fig. 4, record 3) indica che il Ghiacciaio Kuuktannaq era presente nel bacino idrografico del lago da almeno circa 10-6 ka e da circa 2 ka fino al presente. L’estensione minima del ghiacciaio è documentata tra circa 6 e 2 ka (Thomas et al., 2010). Il record dal Lago Igloo Door (Fig. 4, record 5) suggerisce che il Ghiacciaio Kuuktannaq non ha superato la soglia topografica, deviando così le acque di fusione glaciali ricche di sedimenti fini nel bacino del lago, fino a circa 1.1 ka. In modo simile, il record del Lago Yougloo (Fig. 4, record 4) indica un apporto glaciale molto limitato per tutto l’Olocene, fino all’avanzamento del Ghiacciaio Kuuktannaq oltre una soglia topografica in qualche momento dopo circa 1.7 ka (Thomas et al., 2010).

Perciò, l’avanzata del Ghiacciaio Kuuktannaq nel tardo Olocene è stata la più ampia registrata da almeno circa 10.2–10.1 ka (le età basali ottenute dai laghi Yougloo e Igloo Door). In ultima analisi, il record dal lago proglaciale Longspur (Fig. 4, record 1), che attualmente accoglie le acque di fusione di cinque ghiacciai che terminano a meno di 1 km dal lago, indica un apporto continuo di sedimenti minerogenici durante tutto l’Olocene, suggerendo che i ghiacciai alpini siano persistiti da almeno circa 9.2 ka (basato sul modello di età ottenuto dal sito del carotaggio superficiale) (Thomas et al., 2010). Non si riporta se o quando i ghiacciai fossero di dimensioni ridotte. Sulla Penisola di Cumberland, il punto più a est dell’Isola di Baffin, un record olocenico del Ghiacciaio Caribou ottenuto dal Lago Donard evidenzia la deposizione di gyttja ricca di materiale organico fino a circa 9.5 ka, lamine clastiche tra circa 9.5 e 8.6 ka, un ritorno alla sedimentazione ricca di materiale organico tra circa 8.6 e 5.7 ka, e deposizione clastica da circa 5.7 ka fino al presente (Moore et al., 2001; Miller et al., 2005; Fig. 4, record 2). I sedimenti di origine glaciale di questo record indicano periodi durante i quali il Ghiacciaio Caribou si è ispessito a sufficienza da superare il valico che lo separava dalla valle del Lago Donard, aumentando notevolmente la dimensione del bacino imbrifero del lago e quindi la consegna di sedimenti glaciale (Moore et al., 2001; Miller et al., 2005). Escludiamo due record lacustri dal nostro sommario a causa di interpretazioni poco chiare e/o cronologie incerte: il Lago Jake da Miller et al. (2005) e il Lago Tasikutaaq da Lemmen et al. (1988). Per una recensione approfondita delle fluttuazioni dei ghiacciai montani nell’Artico Canadese e, più specificatamente, sull’Isola di Baffin (inclusa una discussione su proxy non basati su laghi), rimandiamo i lettori a Briner et al. (2016) Sez. 4.5 e Briner et al. (2009), rispettivamente. In sintesi, i GIC sono divenuti per la prima volta minori o assenti del tutto nell’Isola di Baffin centro-orientale nel primo-medio Olocene, tra circa 10.2 e 6 ka. Almeno l’80% dei record basati su laghi dall’Artico Canadese indica che i GIC erano più piccoli dell’attuale o assenti tra circa 10.2–10 e circa 5.9–5.7 ka, e almeno il 60% erano più piccoli dell’attuale o assenti tra circa 10.2 e 9.5 ka e tra circa 8.6 e 2 ka (anche se notiamo che ci sono pochi record disponibili per la regione, coprendo un’area geografica molto limitata). La prima ricrescita dei GIC si è verificata nell’Isola di Baffin meridionale a circa 5.7 ka su vette di circa 1400 m s.l.m. e tra circa 2 e 1.1 ka nel nord-est su vette di circa 1150 m s.l.m. e inferiori. Una revisione della glaciazione dell’ultimo Pleistocene e dell’Olocene dell’Isola di Baffin suggerisce che almeno alcuni GIC alpini sono sopravvissuti all’HTM (Maximum Termico dell’Olocene) più caldo dell’attuale e che i GIC hanno iniziato ad avanzare in alcuni luoghi già da circa 6 ka (anche se la maggior parte non registra posizioni vicine alla Piccola Età Glaciale, o LIA, fino a circa 3.5–2.5 ka) (Briner et al., 2009).

la Figura 4 rappresenta una sintesi dei record lacustri basati sull’analisi dei sedimenti per ricostruire la storia dei Ghiacciai e delle Coperture di Ghiaccio (GIC) durante l’Olocene sull’Isola di Baffin, nell’Artico Canadese. La figura è strutturata in diversi pannelli che correlano i dati geocronologici ai siti specifici.

1. Pannello a: Mostra il record di presenza e variazione dei GIC attraverso diverse fasce temporali oloceniche. Le barre orizzontali rappresentano intervalli di tempo durante i quali i GIC sono stati documentati come esistenti, più estesi di oggi, o in uno stato di ritirata o assenza. Le barre nere indicano la presenza di GIC, mentre le barre grigie rappresentano le fasce temporali durante le quali non vi sono dati disponibili o i GIC non erano presenti.
2. Pannello b: Illustra l’intensità dell’apporto sedimentario in relazione all’attività glaciale. Le linee orizzontali rappresentano la quantità di sedimenti minerogenici (derivati dalla roccia) depositati, che è direttamente correlata con l’attività dei ghiacciai vicini. I cerchi mostrano punti specifici nel tempo in cui i sedimenti sono stati depositati in quantità maggiori, suggerendo momenti di avanzamento o ritiro dei ghiacciai.
3. Pannello d: È una mappa che localizza i siti specifici da cui provengono i record lacustri menzionati nei pannelli superiori. I numeri corrispondono ai siti dei laghi come segue:
   • 1: Lago Longspur con dati da Thomas et al. (2010) associati ai ghiacciai non nominati.
   • 2: Lago Donard con dati da Moore et al. (2001) e Miller et al. (2005) associati al Ghiacciaio Caribou.
   • 3: Lago Big Round con dati da Thomas et al. (2010) associati al Ghiacciaio Kuuktannaq.
   • 4: Lago Yougloo con dati da Thomas et al. (2010) anch’essi associati al Ghiacciaio Kuuktannaq.
   • 5: Lago Igloo Door con dati da Thomas et al. (2010) relativi al Ghiacciaio Kuuktannaq.

La nota finale indica che l’età radiocarbonica più antica ottenuta dal Lago Donard precede l’Olocene, ma per coerenza con il contesto della figura, viene riportata solo l’età più antica dell’Olocene.

Questi dati sono critici per comprendere le dinamiche passate dei GIC, che sono sensibili indicatori delle variazioni climatiche. Attraverso la correlazione tra le età radiocarboniche, l’apporto di sedimenti e la localizzazione geografica, i ricercatori possono inferire la storia dei cambiamenti glaciali e le loro relazioni con i cambiamenti climatici regionali e globali.

La Groenlandia, con un’estensione di oltre 2 milioni di km², si estende da circa 59 a 83 gradi di latitudine nord, posizionata tra gli oceani Atlantico e Artico. I Ghiacciai e le Coperture di Ghiaccio (GIC) occupano quasi 90.000 km² dell’area periferica esterna alla Calotta Glaciale della Groenlandia (GrIS). Questa vasta isola presenta una grande varietà di climi attuali lungo il suo perimetro. Per esempio, a Nuuk, che è la capitale situata nella parte sud-occidentale dell’isola, la temperatura media dell’aria in estate è di circa 5,8 °C, e la media annuale è di −1,4 °C. Al contrario, nella regione nord-occidentale a Thule, la temperatura media estiva è di circa 4,2 °C e quella annuale di −10,9 °C. Queste temperature sono basate sulla media del periodo 1981–2010 come riportato da Cappelen nel 2020. Le precipitazioni sono generalmente più abbondanti sulle coste rispetto all’interno dell’isola, con valori particolarmente elevati nel sud estremo, dove possono raggiungere fino a circa 3000 mm all’anno, e sulla costa orientale, mentre sono più basse nel nord, dove a Thule la precipitazione annua accumulata è di circa 132 mm.

Per quanto riguarda la variabilità olocenica dei GIC, sono disponibili un totale di 22 record basati su sedimenti lacustri dalla Groenlandia. Partendo dal sud, vicino a Kap Farvel, un record dal Lago Quvnerit indica che i ghiacciai erano presenti nel bacino idrografico del lago durante l’inizio dell’Olocene e fino al medio Olocene, tra almeno 9,5 e 7,1 migliaia di anni fa. Tra circa 7,1 e 5,5 migliaia di anni fa, i ghiacciai risultano assenti dal bacino del lago e probabilmente scomparsi del tutto. Successivamente, tra circa 5,5 e 3,1 migliaia di anni fa, i ghiacciai erano più piccoli di quelli attuali o del tutto assenti. Un ingresso di sedimenti minerogenici nel lago, che implica la presenza di ghiacciai, è stato documentato da circa 3,1 migliaia di anni fa fino ai giorni nostri.

Circa 95 km a nord-ovest, un record dal Lago Uunartoq suggerisce che i ghiacciai si sciolsero completamente prima di circa 5,2 migliaia di anni fa e rimasero assenti dal bacino fino a quando non si sono riformati intorno a 1,2 migliaia di anni fa. A meno di 20 km a nord-ovest, il record dal Lago Alakariqssoq indica che i ghiacciai erano presenti nel bacino del lago da almeno 10,75 a circa 7,3 migliaia di anni fa. È probabile che i ghiacciai fossero completamente assenti tra circa 7,3 e 1,3 migliaia di anni fa, con una ricrescita sostenuta che si verifica intorno a 1,3 migliaia di anni fa nel bacino di Alakariqssoq.

Sull’Isola di Ammassalik, che si trova a circa 100 chilometri a sud del Circolo Polare Artico sulla costa sud-orientale della Groenlandia, van der Bilt e collaboratori (2018) hanno analizzato un record olocenico dal Lago Ymer, che evidenzia l’attività del Ghiacciaio Ymer. I dati sedimentari del lago indicano che la sedimentazione iniziò intorno a 10.000 anni fa e il bacino del lago rimase sotto influenza glaciale fino a circa 9.500 anni fa. Il termine dell’apporto di sedimenti di origine glaciale al lago si verifica a 9.500 anni fa, con una ri-formazione dei ghiacciai nel bacino intorno a 1.200 anni fa.

In prossimità del Lago Ymer, più a nord-ovest, i ricercatori hanno identificato un nuovo record proglaciale dal Lago Smaragd Sø che suggerisce che il Ghiacciaio Mittivakkat era probabilmente più piccolo rispetto alle dimensioni attuali per un periodo che va da almeno 7.900 anni fa, e possibilmente estendendosi fino a 11.400 anni fa, fino a 700 anni fa. La datazione al radiocarbonio di resti vegetali e corna di renna trovati vicino al ghiacciaio fornisce un limite temporale durante il quale l’area era priva di ghiaccio o interessata da avanzamenti glaciali. Questi dati indicano un’espansione del ghiacciaio tra circa 1.400 e 700 anni fa, quando il Ghiacciaio Mittivakkat ha raggiunto la sua massima estensione durante la Piccola Età Glaciale. Tuttavia, il record lacustre del Lago Smaragd Sø non è ottimale per una registrazione dettagliata delle variazioni oloceniche dei ghiacciai, in quanto può soltanto confermare quando il ghiacciaio ha raggiunto la sua massima estensione. Di conseguenza, questo studio include solo l’ultima avanzata del ghiacciaio nella loro analisi complessiva.

In un’area vicina, un record di 9.500 anni fa dal Lago Kulusuk sull’Isola di Kulusuk indica che i ghiacciai hanno contribuito all’apporto di acqua di fusione al lago fino a circa 8.700 anni fa. In quel periodo, si è verificato un significativo ritiro dei ghiacciai di Kulusuk, interrotto da due avanzamenti dei ghiacciai intorno a 8.500 e 8.200 anni fa. Tra circa 7.800 e 4.100 anni fa, un elevato contenuto di materiale organico nei sedimenti suggerisce che i ghiacciai si fossero probabilmente sciolti completamente. Dal momento di circa 4.100 anni fa in poi, si sono verificate una serie di avanzate episodiche dei ghiacciai alternate a periodi di ritiro, su una tendenza generale verso una maggior estensione dei ghiacciai. Dopo circa 1.300 anni fa, i ghiacciai di Kulusuk hanno raggiunto una dimensione maggiore e si sono stabilizzati.

Sulla costa sud-occidentale della Groenlandia, a latitudini simili a quelle dell’Isola di Ammassalik ma in un contesto geografico differente, l’analisi dei sedimenti provenienti dal lago proglaciale Crash Lake documenta che, dopo un’avanzata glaciale avvenuta intorno a 9.000 anni fa, i ghiacciai hanno subito un processo di recessione continuato fino a circa 4.600 anni fa. Questo studio di Schweinsberg et al. (2018) ha individuato nel record sedimentario del Lago Crash l’inizio del Neoglaciale, che si colloca approssimativamente a 4.600 anni fa, segnato da un incremento nella dimensione del ghiacciaio e da vari periodi di avanzate glaciali.

In una zona sud-orientale della Groenlandia, intorno ai 63°N, Larsen et al. (2021b) hanno studiato il record olocenico del Ghiacciaio Apusiikajik attraverso l’analisi di sedimenti provenienti da due laghi di soglia, i Laghi XC1423 e XC1424. Attualmente questi laghi non ricevono apporti di acqua di fusione glaciale dato che il ghiacciaio si è ritirato dal bacino prima del 1932 CE. I dati raccolti mostrano che il Ghiacciaio Apusiikajik si è ritirato dai bacini dei laghi intorno a 9.600 anni fa e ha mantenuto dimensioni inferiori rispetto alla sua massima estensione durante la Piccola Età Glaciale, fino a quando non si è verificata una riavanzata nel tardo Olocene. Tuttavia, la cronologia di questa riavanzata non è ben definita, con date che suggeriscono un contributo di acqua di fusione del ghiacciaio a partire da circa 500 o 200 anni fa. Per questa ragione, il record non è stato incluso nella compilazione dei dati di Larsen et al. (2021b).

Vicino a Nuuk, Larsen et al. (2017) hanno presentato dati sulla variabilità dei GIC olocenici provenienti da tre laghi alimentati da ghiacciai situati a differenti quote. In particolare, il record del Lago Badesø, che oggi riceve apporti dai ghiacciai più alti, mostra che dopo che il lago si è isolato dal mare intorno a 8.500 anni fa, il ghiacciaio è stato assente dal bacino fino a circa 5.500 anni fa. La crescita del ghiaccio e l’apporto di acqua di fusione sono ripresi a partire da circa 5.500 anni fa e hanno continuato fino ai giorni nostri, ad eccezione di un breve intervallo tra circa 4.400 e 3.500 anni fa, durante il quale il ghiacciaio era assente. Il record del Lago Langesø suggerisce che, dall’isolamento del lago intorno a 8.700 anni fa fino a 3.600 anni fa, si è avuto il deposito di gyttja ricca di materiale organico, indicando la completa fusione del ghiaccio glaciale nel bacino durante quel periodo.

La ricrescita dei ghiacciai iniziò intorno a 3.600 anni fa e l’input di acqua di fusione è proseguito fino ai giorni nostri, come dimostrato da Larsen et al. (2017). Il record dal Lago IS21, attualmente alimentato dal Ghiacciaio Qasigiannguit a bassa quota, rivela che il lago si formò prima di circa 9.000 anni fa, con input di acqua di fusione glaciale registrato fino a circa 7.900 anni fa. Tra circa 7.900 e 1.600 anni fa, la calotta glaciale si era completamente dissolta. Una nuova fase di crescita del ghiaccio ebbe inizio intorno a 1.600 anni fa, con un periodo di input ridotto di acqua di fusione segnalato tra circa 1.400 e 800 anni fa (Larsen et al., 2017). A circa 50 km a sud di Nuuk, vicino a Buksefjord, un record dal Lago Pers suggerisce che, da quando il lago emerse dal mare intorno a 8.600 anni fa, i ghiacciai erano assenti dal bacino fino a circa 4.300 anni fa (Larocca et al., 2020b; Fig. 5, record 16). Dopo circa 4.300 anni fa, i GIC erano talvolta più piccoli dell’attuale o completamente assenti fino a circa 1.400 anni fa, momento in cui i GIC sono rimasti persistentemente nel bacino fino al presente (Larocca et al., 2020b). Escludiamo un secondo record lacustre (Lago T3) da questo studio dalla nostra sintesi a causa di vincoli cronologici poco chiari. Tuttavia, il record suggerisce che, dopo l’emersione del Lago T3 tra circa 8.400 e 7.500 anni fa, il lago ha ricevuto un input continuo di acqua di fusione glaciale (anche se ridotto per un periodo prolungato di età e durata indeterminati) per il resto dell’Olocene, indicando che alcuni GIC ad alta quota potrebbero essere sopravvissuti al Massimo Termico dell’Olocene (HTM).

Nella penisola di Liverpool Land, situata nella parte centrale dell’Est Groenlandia, Lowell e collaboratori (2013) hanno documentato un record olocenico della Calotta Glaciale di Istorvet ottenuto dal Lago Bone (Fig. 5, record 12). Tale record evidenzia che la Calotta Glaciale di Istorvet non ha contribuito con apporti di acqua di fusione al lago per la maggior parte dell’Olocene, specificamente tra circa 9.700 e 800 anni fa. Poiché attualmente il lago non riceve contributi glaciali, si deduce che la calotta glaciale doveva avere dimensioni uguali o minori rispetto a quelle attuali; tuttavia, lo studio ipotizza che durante l’Olocene medio e tardivo la Calotta Glaciale di Istorvet fosse probabilmente ridotta nelle sue dimensioni. L’avanzata più significativa della calotta durante l’Olocene è stata registrata dal 1150 d.C. fino almeno al 1660 d.C. (Lowell et al., 2013). Nella regione di Scoresby Sund, nel centro dell’Est Groenlandia, Levy e collaboratori (2014) riportano un record della Calotta Glaciale di Bregne ottenuto dal Lago Two Move (Fig. 5, record 15). Tra circa 10.000 e 2.600 anni fa, l’ambiente lacustre era caratterizzato da una predominanza della produzione biologica, indicando l’assenza di apporti glaciogenici. La ricrescita della Calotta Glaciale di Bregne nel tardo Olocene è stata documentata per la prima volta intorno a 2.600 anni fa, con un’espansione sostenuta del ghiaccio segnalata intorno a 1.900 anni fa, periodo dopo il quale è stato raggiunto un massimo del tardo Olocene circa 740 anni fa (Levy et al., 2014). Medford e collaboratori (2021) presentano un record lungo circa 12.000 anni della Calotta Glaciale di SW Renland ottenuto dai Laghi Rapids e Bunny (Fig. 5, record 1). I dati raccolti dai laghi suggeriscono che la deglaciazione iniziò già intorno a 12.700 anni fa e che la calotta glaciale si era ritirata oltre la sua estensione attuale già intorno a 9.500 anni fa. La calotta glaciale è rimasta di dimensioni inferiori rispetto all’attuale per la maggior parte dell’Olocene; tuttavia, input periodici di sedimenti inorganici nei laghi indicano fluttuazioni ripetute della Calotta Glaciale di Renland, particolarmente evidenti tra circa 7.600–7.200 e 3.400–3.200 anni fa, coincidendo con l’inizio della neoglaciazione. Un breve periodo di espansione glaciale è stato osservato intorno a 1.300 anni fa, seguito dall’inizio di una glaciazione significativa del tardo Olocene subito dopo circa 1.050 anni fa.

Schweinsberg et al. (2017, 2019) hanno presentato tre record olocenici sulla variabilità dei ghiacciai nella regione di Nuussuaq, nella Groenlandia occidentale (Fig. 5; record 5, 9 e 10). Il record dal Lago Pauiaivik indica che il Ghiacciaio Sermikassak era ridotto o assente tra circa 9.500 e 4.300 anni fa (Schweinsberg et al., 2019; Fig. 5, record 5). Vengono riportati sedimenti arricchiti di minerali per gli ultimi circa 4.300 anni, il che implica la presenza del ghiacciaio nel bacino idrografico del lago (Schweinsberg et al., 2019). Il record dal Lago Saqqap Tasersua (Fig. 5, record 9) suggerisce che la Calotta Glaciale di Qangattaq era attiva nel bacino fino a circa 10.200 anni fa (Schweinsberg et al., 2019). Tra circa 10.200 e 4.500 anni fa, il record indica che la calotta glaciale era per lo più ridotta o non attiva nel bacino. Tuttavia, è documentata una certa attività glaciale prima di circa 8.500 anni fa, anche se la dimensione relativa della calotta glaciale non è specificata. Periodi di intensificata attività glaciale sono segnalati tra circa 8.500-8.200, 7.200-6.800 e 5.600-5.300 anni fa. Nonostante una lacuna nei dati proxy del nucleo, un’intensificata attività glaciale ha avuto inizio nuovamente nel tardo Olocene, in qualche momento tra circa 3.000 e 2.000 anni fa (Schweinsberg et al., 2019). Notiamo che le interpretazioni sono tratte dalla Fig. 10 in Schweinsberg et al. (2019). Il record dal Lago Sikuiui (Fig. 5, record 10) suggerisce che la Calotta Glaciale di Qangattaq era ridotta o non attiva nel bacino tra circa 9.400 e 3.800 anni fa, ad eccezione di strati arricchiti di minerali tra circa 8.800 e 8.000 anni fa e intorno a circa 5.700 anni fa, che potrebbero rappresentare brevi avanzamenti del ghiacciaio. L’inizio del Neoglaciale e la ricrescita della calotta glaciale sono segnalati intorno a 5.000 anni fa, con un più sostanziale abbassamento della linea delle nevi ed espansione intorno a 3.700 anni fa, seguita da altre fasi di espansione intorno a 2.900, 1.700 e 1.400 anni fa, così come durante la Piccola Età Glaciale (Schweinsberg et al., 2017, 2019).Nella Groenlandia nord-orientale, un record del tardo Olocene della Calotta Glaciale di Slettebreen dal Lago Madsen suggerisce che la calotta glaciale era presente nel bacino idrografico da almeno circa 1.800 anni fa (Adamson et al., 2019; Fig. 5, record 6). Nella Groenlandia nord-occidentale, un record dal Lago Deltasø indica che la Calotta Glaciale del Nord era più piccola dell’attuale o assente per la maggior parte dell’Olocene, da almeno circa 10.100 anni fino a circa 1850 d.C., quando la calotta glaciale ha raggiunto le sue dimensioni odierne (Axford et al., 2019; Fig. 5, record 7). A nord della Calotta Glaciale del Nord, Søndergaard et al. (2019) deducono la storia glaciale dei ghiacciai di deflusso della Calotta Glaciale della Groenlandia e della calotta glaciale locale, la Calotta Glaciale di Qaanaaq, attraverso l’analisi di carote lacustri provenienti dal lago proglaciale, il Lago Q3, mappature geomorfologiche, datazioni all’esposizione al ¹⁰Be e datazioni al ¹⁴C di molluschi marini rielaborati e piante subfossili.

Il registro lacustre indica un continuo afflusso di acqua di fusione glaciale dalla sua formazione, intorno a circa 7.2 ka (kilo anni) fino al presente (Søndergaard et al., 2019). Tuttavia, dato che il registro non può discriminare se il sedimento depositato nel Lago Q3 proviene dalla Calotta Glaciale della Groenlandia, dalla Calotta di Ghiaccio di Qaanaaq, o da entrambe, e il nostro studio si focalizza esclusivamente sui ghiacciai e sulle calotte glaciali distinti dalle calotte glaciali, non abbiamo incluso questo registro nella nostra raccolta. Infine, a Finderup Land, nel nord della Groenlandia, Larsen et al. (2019) presentano cinque registri lacustri proglaciali dell’attività dei Ghiacciai e delle Calotte Glaciali (GIC) dell’Olocene che dimostrano come i GIC in Finderup Land siano sopravvissuti al Massimo Termico dell’Olocene (HTM), probabilmente grazie ad un incremento delle precipitazioni dovuto a una riduzione dell’estensione del ghiaccio marino e/o ad un aumento del trasporto di umidità verso i poli. Il registro dai Laghi T3 e T8 (Fig. 5, registro 2) suggerisce che la Calotta di Flade Isblink è sopravvissuta all’HTM ma era più piccola rispetto al presente tra circa 9.4 e 0.2 ka (Larsen et al., 2019). Il registro dal Lago T4 indica che la calotta glaciale 1 ha contribuito con acque di fusione glaciale al lago da almeno circa 5.9 ka, il tempo stimato dell’isolamento del lago (Larsen et al., 2019; Fig. 5, registro 19). Analogamente, i registri dai Laghi T2 e T6 mostrano che la calotta glaciale 2 ha fornito acque di fusione all’Olocene da almeno circa 9.5 ka, il tempo stimato dell’isolamento (Larsen et al., 2019; Fig. 5, registro 20).

In sintesi, i GIC in Groenlandia sono diventati più piccoli o sono scomparsi del tutto nell’Olocene precoce e medio, tra circa 10.2 e 7.1 ka. Dall’insieme dei registri lacustri disponibili per la Groenlandia, almeno il 75% indica che i GIC erano più piccoli dell’attuale o assenti tra circa 8 e 3.7 ka. La percentuale più alta (circa il 94%) di GIC più piccoli dell’attuale o assenti si verifica nel medio Olocene, tra circa 6.8 e 5.9 ka. I ghiacciai hanno iniziato a crescere nuovamente nei bacini lacustri dopo circa 5.7 ka. Le diminuzioni più significative nella percentuale di GIC più piccoli o assenti si sono verificate approssimativamente tra 4 e 3 ka e, in particolare, tra circa 2 e 1 ka. Una revisione delle fluttuazioni dei ghiacciai locali durante il tardo Pleistocene e l’Olocene suggerisce che durante l’HTM, la maggior parte dei ghiacciai locali in Groenlandia erano più piccoli dell’attuale e potrebbero essere scomparsi completamente, e che in generale i GIC hanno raggiunto le loro massime estensioni oloceniche durante il periodo storico (Kelly e Lowell, 2009).

La figura 5 è suddivisa in quattro pannelli distinti che forniscono informazioni relative ai record di crescita dei ghiacciai in Groenlandia durante l’Olocene, basati sui dati raccolti dai sedimenti di diversi laghi. Ogni pannello ha un obiettivo specifico nel contesto della ricerca:

Pannello A:

• Mostra un grafico a barre orizzontali dove ogni barra rappresenta la cronologia di crescita di un ghiacciaio o di una calotta glaciale (Glacial Ice Cap, GIC) specifici, basati su vari studi elencati.
• Le barre nere indicano l’intervallo temporale di crescita del ghiacciaio con le estremità delle barre che rappresentano le incertezze associate alla datazione.
• I colori sulle barre indicano la fonte di dati (ad esempio, sedimenti organici, inorganici, ecc.) utilizzata per determinare la cronologia.

Pannello B:

• Illustra la curva di produzione di ¹⁰Be, un isotopo cosmogenico utilizzato nella datazione al radiocarbonio per determinare le età di esposizione delle superfici rocciose, il quale aiuta a stabilire quando i ghiacciai si sono ritirati esponendo le superfici alla radiazione cosmica.

Pannello C:

• Presenta la variazione della curva δ¹⁸O, che è un indicatore della temperatura ambientale passata. Questo è dedotto dai rapporti isotopici dell’ossigeno nei nuclei di ghiaccio della Groenlandia e può fornire un contesto climatico per i tempi di avanzamento e ritiro dei ghiacciai.

Pannello D:

• È una mappa della Groenlandia che mostra la posizione dei laghi da cui sono stati raccolti i sedimenti. I numeri corrispondono ai siti specifici e ai relativi studi citati nella legenda dell’immagine.
• Questa mappa aiuta a visualizzare la distribuzione geografica dei siti di studio in relazione ai vari ghiacciai e calotte glaciali.

Le note aggiuntive sotto la mappa forniscono dettagli specifici sui record, ad esempio:

• Alcuni record sono considerati “soglia” perché i laghi corrispondenti attualmente non ricevono acque di fusione dal ghiacciaio o dalla calotta glaciale.
• Alcuni studi forniscono solo un limite minimo alla ricrescita del ghiacciaio nell’Olocene tardivo.
• Incertezze legate a specifici strati di sedimenti che potrebbero indicare brevi avanzamenti dei ghiacciai.
• L’uso di età di isolamento basate sulla correlazione tra l’altitudine dei laghi e curve locali del livello relativo del mare.

Inoltre, ci sono specificazioni sulla rilevanza degli studi e sui metodi utilizzati, come le altezze attuali del ghiaccio rispetto a quelle all’interno dei bacini idrografici dei laghi, che possono influenzare l’interpretazione dei dati.

In sintesi, questa figura è una rappresentazione complessa dei cambiamenti storici dei ghiacciai in Groenlandia, che si basa su metodi geologici e isotopici per ricostruire le fluttuazioni climatiche e glaciali durante l’Olocene.

3.4 Islanda

Situata poco al di sotto del Circolo Polare Artico, l’Islanda si posiziona nel Nord Atlantico e si trova al confine tra correnti oceaniche calde e fredde, creando un marcato gradiente climatico sull’isola (Einarsson, 1984; Geirsdóttir et al., 2009). Il clima islandese è di tipo marittimo con estati fresche e inverni temperati (Einarsson, 1984). È moderato dalla corrente di Irminger, che è composta da acque calde e saline che avvolgono la costa sud-occidentale dell’isola, nonché da acque fredde e a bassa salinità provenienti da un ramo della Corrente della Groenlandia Orientale, che fluisce in direzione sud-est lungo la costa settentrionale dell’Islanda (Björnsson e Pálsson, 2008). Circa l’11% dell’isola, che si estende su un’area di circa 100.000 km², è ricoperta da ghiacciai, e le maggiori calotte glaciali si trovano nelle alte terre meridionali e centrali (Björnsson e Pálsson, 2008). La temperatura media si attesta generalmente attorno a 0 °C durante l’inverno e si aggira sui ∼ 10 °C durante l’estate (Ólafsson et al., 2007). La precipitazione è generalmente influenzata sia dall’orografia sia dai venti prevalenti, raggiungendo annualmente i valori più elevati lungo la costa sud e sud-est dell’Islanda e i valori più bassi nelle regioni interne settentrionali (Björnsson e Pálsson, 2008; Anderson et al., 2019).In Islanda, sono disponibili cinque cronologie lacustri che documentano le fluttuazioni dei Ghiacciai dell’Olocene (GIC) (Fig. 6). Tre di questi record provengono dalla regione dei Westfjords. Il record più settentrionale (ossia, Harning et al., 2016a; Fig. 6, record 5) dal lago Skorarvatn indica che il margine settentrionale della calotta glaciale di Drangajökull aveva raggiunto una dimensione paragonabile al suo estensione attuale intorno ai 10,3 ka. Si interpreta che la calotta fosse ridotta di circa il 20% rispetto all’oggi intorno ai 9,2 ka e che si sia probabilmente estinta intorno ai 9 ka, poiché si segnala un massimo termico locale tra circa 9 e 6,9 ka (Harning et al., 2016a). Un altro record della parte sud-est della calotta di Drangajökull dal lago Tröllkonuvatn (ossia, Harning et al., 2016a, b; Fig. 6, record 3) propone che la calotta fosse presente nel bacino idrografico del lago tra circa 10,3 e 8,75 ka e assente tra circa 8,75 e 1 ka. A partire da circa 1 ka, la calotta era nuovamente presente, eccetto che per un breve intervallo non glaciale tra circa 0,7 e 0,55 ka (Harning et al., 2016a, b). Dallo stesso duo di studi, un record dal lago Efra–Eyvindarfjarðarvatn (ossia, Harning et al., 2016a, b; Fig. 6, record 4) suggerisce che la parte sud-est della calotta di Drangajökull fosse presente nel bacino del lago tra circa 10,3 e 9,2 ka e assente almeno dal 9 al 2,3 ka. Dopo circa 2,3 ka, la calotta glaciale si è mantenuta nel bacino del lago, ad eccezione di un breve intervallo non glaciale tra circa 1,5 e 1,4 ka (Harning et al., 2016a, b). Ulteriori prove della storia olocenica della calotta glaciale di Drangajökull da sette laghi soglia sono presentate da Schomacker et al. (2016). Tuttavia, abbiamo escluso questi record dal nostro riassunto perché sei dei laghi oggi non ricevono acque di fusione dalla calotta glaciale, rendendo complesso determinare i periodi in cui la calotta era più piccola dell’attuale, e il record del settimo lago, il lago Skeifuvatn, che invece riceve acque di fusione dal margine meridionale del Drangajökull, non conteneva materiale databile. Comunque, in contrasto con gli studi menzionati precedentemente (ossia, Fig. 6, record 3, 4 e 5), la conclusione principale è che la calotta glaciale di Drangajökull probabilmente resistette all’HTM (Massimo Termico dell’Olocene) ed è stata presente durante tutto l’Olocene, forse grazie a un incremento delle precipitazioni invernali (Schomacker et al., 2016). I record lacustri suggeriscono inoltre che la parte settentrionale della calotta fosse di dimensioni simili o inferiori a quelle odierne già intorno ai 10,2 ka, mentre la parte sud-orientale era più estesa dell’attuale fino a circa 7,8–7,2 ka (Schomacker et al., 2016).

Nella regione centro-meridionale dell’Islanda, due studi condotti sul Lago Hvítárvatn, localizzato al margine orientale del Langjökull, la seconda calotta glaciale più grande dell’Islanda, documentano una storia olocenica quasi identica (Black, 2008; Larsen et al., 2012). Le evidenze provenienti dalle comunità di diatomee, nonché dai proxy fisici e chimici, indicano che il Langjökull è in gran parte scomparso per almeno due distinti periodi: da circa 10,2 a 8,7 ka e da 7,35 a 5,5 ka (Black, 2008). I dati suggeriscono che il Langjökull fosse poi presente nel bacino idrografico del lago a partire da circa 5,5 ka (Black, 2008; questo record non è incluso nella nostra compilazione poiché non è stato pubblicato). In maniera simile, Larsen et al. (2012) riferiscono che, successivamente alla deglaciazione regionale, le temperature estive erano sufficientemente elevate da causare lo scioglimento dei GIC montani, pertanto non si registra la presenza di ghiaccio nel bacino del Lago Hvítárvatn dal circa 10,2 al 8,7 ka (Fig. 6, record 2). I dati indicano che il calore del primo Olocene fu interrotto da due episodi di raffreddamento e potenziale crescita glaciale tra circa 8,7 e 7,9 ka. Seguendo questi episodi, si verificarono condizioni libere da ghiaccio nel bacino idrografico e un’elevata produttività lacustre durante il Massimo Termico dell’Olocene (HTM) tra circa 7,9 e 5,5 ka. L’iniziale formazione e l’espansione della calotta glaciale di Langjökull iniziò intorno a 5,5 ka (Larsen et al., 2012). Nell’Islanda orientale, un record lungo circa 10,5 ka dal Lago Lögurinn suggerisce che il ghiacciaio Eyjabakkajökull, un ghiacciaio di tipo a scarica appartenente alla calotta glaciale di Vatnajökull, si ritirò rapidamente durante la fase finale dell’ultima deglaciazione (Striberger et al., 2012; Fig. 6, record 1). L’afflusso di acque di fusione glaciali cessò intorno a 9 ka e si manifestò nuovamente intorno a 4,4 ka, implicando un periodo di quasi 5 millenni senza ghiacciai durante il primo e medio Olocene (Striberger et al., 2012).

In sintesi, i Ghiacciai e le Calotte Glaciali (GIC) in Islanda sono diventati più piccoli o sono del tutto scomparsi nel primo Olocene tra circa 10,2 e 8,75 ka. Tra l’80% e il 100% dei record basati sui laghi dall’Islanda indica che i GIC erano più piccoli dell’attuale o assenti da circa 9 a 5,5 ka (Fig. 6b). Nell’Islanda orientale e occidentale, i GIC hanno ricominciato a crescere su picchi di elevata altitudine tra circa 5,5 e 4,4 ka e sui picchi di minore elevazione nella regione dei Westfjords tra circa 2,3 e 1 ka (Fig. 6a, b, e d). Rimandiamo i lettori a Geirsdóttir et al. (2019) per una discussione approfondita sulla neoglaciazione e l’inizio della glaciazione in Islanda. Una rassegna che riassume i record dell’evoluzione glaciale e climatica dell’Olocene suggerisce che entro circa 10,3 ka, la principale calotta glaciale era in rapido ritiro attraverso le terre alte dell’Islanda e che il Massimo Termico locale (HTM) è stato raggiunto dopo gli 8 ka, con temperature terrestri stimate essere circa 3 °C più alte rispetto al periodo di riferimento 1951–1990, implicando condizioni prive di ghiaccio nel primo e medio Olocene (Geirsdóttir et al., 2009). La rassegna nota anche che molti record marini e lacustri indicano una notevole depressione della temperatura estiva tra circa 8,5 e 8 ka e che l’inizio del raffreddamento Neoglaciale è avvenuto dopo circa 6 ka, con un aumento dell’attività glaciale tra circa 4,5 e 4 ka, che si è ulteriormente intensificato tra circa 3 e 2,5 ka (Geirsdóttir et al., 2009). Un record composito più recente del cambiamento ambientale dell’Olocene e dell’attività delle calotte glaciali in Islanda mostra un picco di calore estivo intorno a 7,9 ka fino a 5,5 ka (l’inizio della neoglaciazione) e successive perturbazioni fredde intorno a 4,3–4 e circa 3,1–2,8 ka (Geirsdóttir et al., 2013). Dopo i 2 ka, si segnala un raffreddamento estivo tra circa 1,4 e 1 ka, seguito da un calo più severo della temperatura estiva dopo 0,7 ka che ha raggiunto il culmine tra circa 0,5 e 0,2 ka (Geirsdóttir et al., 2013).

La figura 6 è composta da quattro pannelli principali che illustrano i record basati sui laghi riguardanti le fluttuazioni dei Ghiacciai e delle Calotte Glaciali (GIC) in Islanda durante l’Olocene.

Pannello A:

• Mostra un grafico a barre orizzontali in cui ogni barra rappresenta un intervallo temporale durante il quale un particolare ghiacciaio o calotta glaciale era presente, basato sui sedimenti raccolti dai laghi indicati. La lunghezza delle barre rappresenta l’intervallo di tempo stimato della presenza del ghiacciaio, con le linee orizzontali alle estremità delle barre che indicano l’incertezza della datazione. I diversi colori sulla barra corrispondono a diversi proxy (ad esempio, sedimenti organici, inorganici, ecc.) utilizzati per determinare la cronologia.

Pannello B:

• Questo grafico a linee mostra la percentuale di record lacustri che indicano la presenza di GIC più piccoli dell’attuale o la loro completa assenza durante specifici intervalli di tempo nell’Olocene.

Pannello C:

• Illustra la curva di produzione del ¹⁰Be, che è un isotopo cosmogenico impiegato nella datazione di superfici esposte. Questo indicatore è utilizzato per correlare gli intervalli temporali in cui i ghiacciai si ritirano, esponendo il substrato roccioso all’interazione con i raggi cosmici, che a loro volta producono ¹⁰Be.

Pannello D:

• Presenta una mappa dell’Islanda con i siti numerati corrispondenti ai luoghi da cui sono stati raccolti i record lacustri. Ogni sito è associato a uno specifico studio e calotta glaciale o ghiacciaio, come indicato nell’elenco fornito. Questi punti sulla mappa rappresentano i luoghi fisici da cui provengono i dati analizzati nei pannelli A, B e C.

Inoltre, la nota specifica che i siti 3, 4 e 5 sono considerati record di “laghi soglia”. Questo significa che queste località sono ai margini dell’area di drenaggio dei rispettivi ghiacciai e che quindi la presenza o l’assenza di sedimenti glaciali in questi laghi potrebbe non corrispondere esattamente ai tempi di risposta dei ghiacciai ai cambiamenti climatici. Il lago Skorarvatn (sito 5), in particolare, si trova attualmente fuori dall’area di drenaggio della calotta glaciale di Drangajökull e i sedimenti glaciali sono presenti solo se il ghiacciaio si estende sopra i 420 m s.l.m., che è l’altezza di soglia del bacino idrografico per la ricezione di tali sedimenti.

Questi dati forniscono informazioni preziose sulla storia dei GIC in Islanda, offrendo un quadro delle risposte dei ghiacciai alle variazioni climatiche nel corso dell’Olocene.

3.5 Scandinavia

Localizzata tra circa 57 e 71 gradi di latitudine nord, la penisola scandinava si estende su un ampio intervallo latitudinale e accoglie una varietà di climi contemporanei. In generale, il clima della regione è profondamente influenzato da numerosi processi oceanici e atmosferici, in particolare dall’avvezione di calore e umidità verso la regione del Nord Atlantico, dalla posizione del fronte polare e dall’indice invernale dell’Oscillazione del Nord Atlantico (Moros et al., 2004; Oien et al., 2020; Bakke et al., 2005c). La Scandinavia meridionale presenta un clima temperato, con un marcato gradiente da ovest verso est, che va da condizioni marittime a condizioni continentali, mentre la Scandinavia settentrionale è caratterizzata da un clima che varia da subpolare a polare (Oien et al., 2020). La precipitazione tende generalmente a diminuire man mano che ci si allontana dalla costa, con le aree costiere del sud che registrano il più alto quantitativo di precipitazioni invernali (Oien et al., 2020).La penisola scandinava si distingue per la ricchezza dei suoi dati, disponendo di 20 record olocenici basati su laghi che documentano la variabilità dei GIC lungo un esteso transect nord-sud in Norvegia e Svezia (Fig. 7). Procedendo da nord verso sud, lo studio più settentrionale (i.e., Wittmeier et al., 2015; Fig. 7, record 20) fornisce un resoconto dell’attività glaciale dall’uscita settentrionale della calotta glaciale di Langfjordjøkelen, attraverso una serie di tre laghi a valle. Con la deglaciazione della valle di Sør–Tverrfjorddalen (circa 10 ka), la calotta era ridotta o assente fino a 4.1 ka, momento in cui la calotta di Langfjordjøkelen si riformò. Un’eccezione si verificò intorno a 8.2 ka, quando si registrò un brusco aumento dell’apporto minerogenico, probabilmente indicativo della riformazione di un ghiacciaio (Wittmeier et al., 2015). A circa 80 km a sud-ovest, il lago proglaciale Aspvatnet si separò dal mare intorno a 10.3 ka (i.e., Bakke et al., 2005a; Fig. 7, record 17). I dati del lago indicano che il ghiacciaio Lenangsbreene era presente tra circa 9.8 e 8.9 ka e assente tra circa 8.8 e 3.8 ka. Dopo il 3.8 ka, il registro evidenzia un continuo afflusso di sedimenti derivati dallo scioglimento dei ghiacciai al Lago Aspvatnet, segnalando una persistente presenza glaciale nel bacino (Bakke et al., 2005a). Nel nord della Svezia, Snowball e Sandgren (1996) offrono un resoconto basato su tre bacini lacustri (Fig. 7, record 16), che suggerisce il probabile scioglimento del ghiacciaio Kårsa durante l’olocene iniziale e medio, e la sua riformazione intorno a 3.3 ka. A poco più di 20 km a sud-ovest, un record dal lago Vuolep Allakasjaure (i.e., Rosqvist et al., 2004; Fig. 7, record 18) mostra che l’area era priva di ghiacci e vegetata intorno a 9.7 ka, e che un ghiacciaio era presente nel bacino del lago negli ultimi 5000 anni. Nel nord della Norvegia, carote sedimentarie prelevate dai laghi glaciali distali Vestre e Austre Kjennsvatnet (i.e., Bakke et al., 2010; Fig. 7, record 10) indicano che la Linea di Equilibrio dei ghiacciai (ELA) del ghiacciaio Austre Okstindbreen raggiunse l’apice durante tutto l’Olocene tra circa 7 e 4.9 ka, ma è possibile che sia sopravvissuto al Massimo Termico dell’Olocene (HTM).

L’estensione dei ghiacci è stata documentata nel bacino idrografico a partire da circa 4.9 ka, ma il ghiacciaio è rimasto generalmente ridotto da circa 3.95 fino a 1.3 ka (Bakke et al., 2010). La parte del tardo Olocene di questo record è esclusa dall’analisi poiché il momento preciso in cui il ghiacciaio era più piccolo dell’attuale rimane incerto.

Nel sud della Norvegia, un insieme di 12 record GIC basati su studi lacustri si trova nei dintorni di Jostedalsbreen, il più grande ghiacciaio della terraferma europea. Procedendo dalla costa verso l’interno, un record del tardo Olocene dell’attività glaciale dal Lago Grøndalsvatn (Nesje et al., 1995; Fig. 7, record 19) indica che il ghiacciaio Ålfotbreen si è espanso brevemente tra circa 2.7 e 2.1 ka. Un’attività glaciale minore è segnalata nel bacino idrografico a partire da circa 1.5 ka; tuttavia, il principale incremento dell’attività neoglaciale è avvenuto dopo circa 0.8 ka (Nesje et al., 1995). Un record dal Lago Nedre Sørsendalsvatn, alimentato da un ghiacciaio distale, mostra che il ghiacciaio Blåbreen ha raggiunto le dimensioni minime intorno a 9 ka, avanzò intorno a 8.4–8.2 ka e poi diminuì bruscamente di dimensioni dopo circa 8.2 ka (Bakke et al., 2013; Fig. 7, record 15). Tra circa 8 e 5.5 ka, si segnala una bassa o nulla attività glaciale. Dall’incirca 5.7 a 2 ka, le incertezze nella datazione e le differenze tra i record dei carotaggi non hanno consentito un’interpretazione dettagliata dell’attività glaciale; pertanto, gran parte di questa sezione del record è esclusa. L’inizio del Neoglaciale è documentato intorno a 5.5 ka, quando si è verificato un importante cambiamento nel regime di sedimentazione. Un aumento dell’attività glaciale nel bacino di Sørsendalsvatn è segnalato tra circa 2 e 0.8 ka, e l’estensione del ghiacciaio è considerata la maggiore negli ultimi 1000 anni, specialmente durante la Piccola Età Glaciale (LIA) (Bakke et al., 2013).

Un record dal Lago Grøningstølsvatnet indica che il suo bacino si è deglaciato circa 9.500 anni fa e che il ghiacciaio Grovabreen non era presente fino a circa 4.700 anni fa, ad eccezione di un episodio glaciale tra circa 8.400 e 7.900 anni fa (Seierstad et al., 2002; Figura 7, record 12). Grovabreen è esistito in modo continuativo da circa 4.700 anni fa (Seierstad et al., 2002). Nesje et al. (2001) presentano un resoconto olocenico del ghiacciaio Flatebreen dal Lago Jarbuvatnet. Il resoconto suggerisce una fase di espansione glaciale terminata circa 10.200 anni fa, una seconda fase glaciale maggiore da circa 8.400 a 8.100 anni fa, e due periodi di scarsa o nulla attività glaciale nel bacino del lago da circa 10.000 a 8.400 e da circa 8.100 a 4.000 anni fa (Figura 7, record 13). Flatebreen è stato presente nel bacino da circa 4.000 anni fa fino al presente (Nesje et al., 2001). Vasskog et al. (2012) presentano un record sedimentario dal Lago Nerfloen, il cui ampio bacino, che si estende per circa 440 km², ospita attualmente 52 ghiacciai, inclusi cinque ghiacciai tributari di Jostedalsbreen. Il record indica un input glaciale minimo tra circa 6.700 e 5.700 anni fa, suggerendo che la maggior parte dei GIC nel bacino si fossero sciolti (Vasskog et al., 2012; Figura 7, record 5). La prima possibile riapparizione dei ghiacciai nel bacino potrebbe essere stata già intorno a 5.700 anni fa. Tuttavia, un Neoglaciale più definito è segnalato a partire da circa 4.200 anni fa, dopo il quale sono stati segnalati diversi intervalli con una ridotta estensione glaciale (vedi Figura 8 in Vasskog et al., 2012). Il Lago Nedre Sygneskardvatnet riceve acque di fusione da Sygneskardbreen, un piccolo ghiacciaio tributario della calotta glaciale NW di Jostedalsbreen (Nesje et al., 2000; Figura 7, record 6). Il record mostra che Sygneskardbreen esisteva nel bacino dalla deglaciazione, circa 10.300 anni fa, fino a circa 7.300 anni fa. Il ghiacciaio si è ritirato circa 7.300 anni fa, è riapparso intorno a 6.150 anni fa ed esiste in modo continuativo da allora (Nesje et al., 2000). Più a est, un record dal lago proglaciale Vanndalsvatnet indica che il ghiacciaio Spørteggbreen è stato assente dal bacino tra circa 8.600 e 2.000 anni fa, eccetto per episodi glaciali intorno a 8.550 e 8.200, circa 7.900, 7.300, e 7.150 anni fa, e tra 4.900 e 4.800 anni fa. Tra circa 2.000 e 1.400 anni fa, si sono verificati episodi glaciali intorno ai 2.000, 1.900, 1.800, 1.700, 1.600, e 1.500 anni fa.

Spørteggbreen è esistito in modo continuativo dal 1.4 ka (Nesje et al., 2006; Figura 7, record 14). Shakesby et al. (2007) hanno documentato un record dal Lago Liavatnet e dalle paludi ripariali che indica che i ghiacciai si sono contratti prima di circa 9 ka e fino a 8.4 ka (Figura 7, record 4). Uno strato minerogenico indica un’espansione glaciale tra circa 8.4 e 7.8 ka, seguita da una rapida contrazione dei ghiacciai. I ghiacciai rimasero di dimensioni ridotte tra circa 7.9 e 2.2 ka, fatta eccezione per un’attività glaciale breve a circa 5.6 ka e tra circa 3.7 e 3 ka. Dopo circa 2.2 ka, sono stati osservati diversi eventi di possibile espansione glaciale, così come un periodo di contrazione glaciale da circa 1 a 0.7 ka (Shakesby et al., 2007). Le prove dal Lago Gjuvvatnet suggeriscono che i ghiacciai erano presenti prima di circa 10 ka e assenti dal bacino idrografico tra circa 10 e 3.1 ka, eccetto per il periodo tra circa 7.4 e 6.5 ka, quando i ghiacciai erano nuovamente presenti (Karlén e Matthews, 1992; Matthews e Karlén, 1992; Figura 7, record 8). Ulteriori fasi glaciali si sono verificate tra circa 3.1 e 2.8 ka, 2.7 e 2.6 ka, e 1.8 e 1.6 ka, nonché dopo circa 0.7 ka. Dopo circa 3 ka, è probabile che i ghiacciai non siano mai scomparsi completamente, ad eccezione forse tra circa 1.3 e 0.9 ka, quando il contenuto organico si avvicinava ai valori dell’inizio e della metà dell’Olocene (Karlén e Matthews, 1992; Matthews e Karlén, 1992). Inoltre, un record olocenico del ghiacciaio Leirbreen dal Lago Bøvertunsvatnet indica che il ghiacciaio era ridotto tra circa 10 e 8.4 ka (Matthews et al., 2000; Figura 7, record 2). Un episodio di espansione glaciale è registrato tra circa 8.4 e 8 ka, dopo il quale il ghiacciaio fu assente da circa 7.9 a 5.3 ka. Tra circa 5.3 e 2.5 ka, il ghiacciaio era piccolo o assente. La crescita del ghiacciaio iniziò intorno a 2.5 ka, e il ghiacciaio variò nelle dimensioni tra circa 2.5 e 1.5 ka. Un’intensificazione della crescita glaciale si verificò a circa 1.4 ka; tuttavia, vi fu un breve periodo di riduzione delle dimensioni del ghiacciaio tra circa 0.8 e 0.6 ka (Matthews et al., 2000).

Dal medesimo studio, un resoconto dei ghiacciai Liabreen e Høybreane dal Lago Dalsvatnet indica che i ghiacciai erano di dimensioni ridotte prima di circa 8.5 ka (Matthews et al., 2000; Figura 7, record 3). Si è verificata un’espansione glaciale tra circa 8.5 e 8.1 ka, dopodiché i ghiacciai sono stati assenti tra circa 8 e 3.8 ka. Le possibili variazioni dei ghiacciai e il primo indicatore di neoglaciazione si sono manifestati tra circa 3.8 e 1.4 ka; tuttavia, il lasso di tempo tra circa 2.2 e 1.8 ka è stato attribuito con maggiore certezza a un’espansione glaciale moderata. Un’intensificazione della crescita glaciale è stata segnalata dopo circa 1.4 ka; però, i ghiacciai si sono contratti tra circa 0.8 e 0.4 ka (Matthews et al., 2000). Lie et al. (2004) riportano un resoconto dal Lago Bukkehåmmårtjørna sulle fluttuazioni oloceniche del ghiacciaio Bukkehåmmårbreen (Figura 7, record 1). Nessun ghiacciaio era presente nel bacino idrografico tra circa 10.2 e 7.5 ka, successivamente vi fu un piccolo ghiacciaio nel bacino fino a circa 6.7 ka. Tra circa 6.7 e 6 ka, il bacino è stato deglacizzato e, successivamente a circa 6 ka, il ghiacciaio si è riformato aumentando le sue dimensioni fino a circa 3.8 ka, quando ha raggiunto dimensioni simili alle attuali (Lie et al., 2004).

In conclusione, sono disponibili ulteriori tre record a est e sud-est di Bergen, in Norvegia. Un’analisi multiproxy dei sedimenti da una serie di laghi alimentati dai ghiacciai dimostra che la calotta glaciale del nord di Folgefonna era presente tra circa 11 e 9.6 ka (Bakke et al., 2005b; Bakke et al., 2005c; Figura 7, record 11). Tra circa 9.6 e 5.2 ka, la Linea di Equilibrio degli Accumuli (ELA) nel nord di Folgefonna si trovava al di sopra del picco montuoso più elevato e nessun ghiacciaio era presente nel bacino.

Circa 5.2 mila anni fa, la calotta glaciale si è riformata e, da circa 4.6 a 2.3 mila anni fa, la calotta glaciale è cresciuta gradualmente fino a raggiungere la sua estensione attuale, persistendo nel bacino fino ai giorni nostri, secondo quanto riportato da Bakke et al. (2005b, c). Un registro dal Lago Isdalsvatn evidenzia che il margine sud-occidentale del ghiacciaio altopianale Hardangerjøkulen era presente fino a circa 8.6 mila anni fa (Nesje et al., 1994; Figura 7, record 9). Questo ghiacciaio scomparve dal bacino tra circa 8.6 e 3.8 mila anni fa, ad eccezione di un breve periodo di avanzamento tra circa 7.8 e 7.6 mila anni fa. L’attività glaciale riprese nel bacino intorno a 3.8 mila anni fa, anche se il ghiacciaio rimase di dimensioni ridotte per un certo periodo. Un’intensificazione dell’attività glaciale è stata registrata intorno a 2.3 mila anni fa (Nesje et al., 1994). Studi basati su registrazioni lacustri e depositi terrestri indicano che il ghiacciaio Hardangerjøkulen settentrionale avanzò nuovamente e raggiunse dimensioni considerevoli tra circa 8.5 e 8.3 mila anni fa (Dahl e Nesje, 1994, 1996; Figura 7; record 7). In seguito, il ghiacciaio scomparve nuovamente tra circa 8.3 e 5.6 mila anni fa, fatta eccezione per un breve periodo di abbassamento della linea di equilibrio delle nevi (ELA) intorno a 6.2 mila anni fa. Da circa 5.6 a 1.2 mila anni fa, il ghiacciaio rimase generalmente piccolo, con un contributo glaciale continuo a partire da circa 4.2 mila anni fa (Dahl e Nesje, 1994, 1996).

In sintesi, i complessi glaciale-isolati (GICs) in Scandinavia divennero più piccoli o completamente assenti nel primo e medio Olocene, tra circa 10.2 e 7 mila anni fa. Analizzando le registrazioni basate sui laghi disponibili dalla Scandinavia, almeno l’80% indica che i GICs erano più piccoli dell’attuale o assenti tra circa 9.5 e 4.9 mila anni fa, ad eccezione di un periodo di riavanzamento dei GICs tra circa 8.5 e 7.9 mila anni fa, e quasi il 100% dei GICs erano più piccoli o assenti tra circa 6.5 e 6.1 mila anni fa. Non ci sono evidenze di periodi specifici per la ricrescita dei GIC nel medio-tardo Olocene; tuttavia, la percentuale di GICs più piccoli o assenti inizia a diminuire approssimativamente dopo circa 6 mila anni fa, in particolare dopo circa 4 mila anni fa. Una rassegna sulle fluttuazioni dei ghiacciai olocenici in Scandinavia suggerisce che sia la calotta glaciale scandinava che i ghiacciai locali si ritirarono rapidamente durante l’inizio dell’Olocene, ma tale ritiro fu interrotto da periodi di riavanzamento dei GIC in risposta a variazioni climatiche improvvise (Nesje, 2009). Questo studio ha identificato il periodo con i ghiacciai più ridotti tra circa 6.6 e 6.3 mila anni fa e ha osservato che dopo circa 6 mila anni fa, i ghiacciai iniziarono ad avanzare, raggiungendo la massima estensione durante la Piccola Età Glaciale (Nesje, 2009). Sono stati notati anche diversi potenziali periodi di avanzamento dei ghiacciai intorno a 8.5–7.9, 7.4–7.2, 6.3–6.1, 5.9–5.8, 5.6–5.3, 5.1–4.8, 4.6–4.2, 3.4–3.2, 3–2.8, 2.7–2, 1.9–1.6, 1.2–1 e 0.7–0.2 mila anni fa (Nesje, 2009). Analogamente, un’analisi focalizzata sulla storia olocenica e sulla risposta futura dei GIC norvegesi rileva che la maggior parte dei ghiacciai in Norvegia si sciolse completamente almeno una volta a causa delle alte temperature estive e/o della ridotta precipitazione invernale tra circa 8 e 4 mila anni fa (Nesje et al., 2008).

3.6 Svalbard

L’arcipelago delle Svalbard si estende nell’Atlantico settentrionale polare, tra circa 74° e 81° di latitudine nord. Approssimativamente il 60% del suo territorio è coperto da ghiacciai e calotte glaciali (GICs). Il clima delle Svalbard è classificato come artico alto e secco, ma si presenta generalmente più mite, umido e nuvoloso rispetto ad altre regioni situate a latitudini simili, come riportato da Hanssen-Bauer e colleghi nel 2019. La relativa dolcezza del clima svalbardese è largamente attribuibile al trasferimento di calore veicolato dalla calda Corrente di Spitsbergen Occidentale (WSC), che scorre verso nord lungo la costa occidentale dell’arcipelago. La dispersione di calore da parte della WSC gioca un ruolo particolarmente significativo nel clima svalbardese durante i mesi invernali, influenzando notevolmente la concentrazione di ghiaccio marino, come sottolineato da Hanssen-Bauer e colleghi nel 2019. In generale, le zone costiere nord-orientali dell’arcipelago risultano essere più fredde rispetto alle regioni meridionali e sud-occidentali. Le temperature medie estive (giugno, luglio, agosto) oscillano approssimativamente tra 3.4°C e 4.2°C, basate sui dati raccolti dalle stazioni meteorologiche nel periodo 1961-1990 (Førland et al., 2011), mentre la precipitazione annua media stimata si attesta intorno ai 720 mm (Hanssen-Bauer et al., 2019).

I sei registri lacustri delle fluttuazioni dei GIC dell’Olocene reperibili per le Svalbard si trovano lungo le coste occidentale e settentrionale di Spitsbergen, l’isola maggiore dell’arcipelago (Fig. 8). I due laghi che oggi includono i GIC situati alle altitudini più elevate nei loro bacini idrografici (Allaart et al., 2021; Røthe et al., 2018, Fig. 8, registri 1 e 2) evidenziano storie glaciali simili per l’intero arco dell’Olocene. Il record più settentrionale, proveniente dal Lago Femmilsjøen, uno dei maggiori laghi di Svalbard, che accoglie le acque di fusione provenienti da Longstaffbreen, un emissario della Calotta Glaciale di Åsgardfonna, suggerisce che i ghiacciai fossero presenti nel bacino di raccolta del Femmilsjøen dopo l’isolamento del lago dal mare, avvenuto tra circa 11.7 e 11.3 ka, persistendo fino a circa 10.1 ka.

Tra circa 10.1 e 3.2 migliaia di anni fa (ka), l’input di acqua di fusione glaciale cessò, indicando che la calotta glaciale si ridusse notevolmente o scomparve del tutto. Intorno a 3.2 ka, si registrò nuovamente l’apporto glaciale, segnalando la ricrescita dei ghiacciai nel bacino idrografico del lago. Si interpreta che la calotta glaciale abbia raggiunto una dimensione pari o superiore all’estensione attuale intorno a 2.1 ka, secondo Allaart et al. (2021). A circa 28 km a sud-ovest, attraverso il Wijdefjorden, il record dal Lago Vårfluesjøen, che oggi ospita quattro ghiacciai nel suo bacino (il più grande dei quali è Uglebreen), suggerisce che i ghiacciai fossero piccoli o assenti dall’inizio della sedimentazione lacustre circa 10.2 fino a 4.2 ka, secondo Røthe et al. (2018). L’attività glaciale nel bacino viene nuovamente documentata intorno a 3.5 ka (Røthe et al., 2018). Sulla costa meridionale dell’Isfjorden, nella parte occidentale di Spitsbergen, un record olocenico dal bacino orientale del Lago Linnèvatnet indica che il ghiacciaio Linnèbreen era assente tra circa 11.25 e 4.95 ka, secondo Svendsen e Mangerud (1997). Si ritiene che il ghiacciaio abbia iniziato a formarsi nuovamente già intorno a 4.95 ka ed è stato documentato come esistente in continuazione da circa 3.45 ka, momento della prima apparizione di laminazione glaciale nel record del lago (Svendsen e Mangerud, 1997). Sulla penisola di Mitrahalvøya, Røthe et al. (2015) presentano un record olocenico dell’attività glaciale dal Lago Kløsa. Il record indica che il ghiacciaio Karlbreen era piccolo o completamente fuso tra circa 9.2 e 3.5 ka e era più piccolo dell’attuale tra circa 1.4 e 1.2 ka. Il periodo Neoglaciale viene interpretato come iniziato intorno a 3.5 ka, quando l’altitudine della linea di equilibrio del ghiacciaio (ELA) ricostruita mostra un significativo abbassamento (Røthe et al., 2015). Sulla costa nord-occidentale di Spitsbergen, un record sedimentario dal Lago Gjøavatnet mostra che il ghiacciaio Annabreen probabilmente persisteva nel bacino del lago fino a circa 8.4 ka (de Wet et al., 2018).

Tra circa 8.4 e 1 ka, si depositarono sedimenti ricchi di materiale organico nel Lago Gjøavatnet, indicando che il ghiacciaio Annabreen era ridotto in dimensioni o assente. L’introduzione di materiale minerogenico nel Lago Gjøavatnet da parte del ghiacciaio Annabreen iniziò improvvisamente circa 1 ka fa e persiste fino ai giorni nostri (de Wet et al., 2018). Molto vicino al Lago Kløsa (Røthe et al., 2015, record 4), il Lago Hajeren è attualmente alimentato da due ghiacciai circolari rivolti a nord-ovest (van der Bilt et al., 2015; Fig. 8, record 6). Il record lacustre indica che i ghiacciai erano presenti nel bacino idrografico successivamente alla deglaciazione (prima di circa 11.3 ka) e fino a circa 7.4 ka. I ghiacciai erano assenti tra circa 6.7 e 0.7 ka, ad eccezione di tre avanzamenti glaciali su scala centennale attorno a 4.25–4.05 ka (che segnano l’inizio del Neoglaciale), circa 3.38–3.23 ka e circa 1.1–1.0 ka. La presenza continua di ghiacciai è documentata da circa 0.7 ka. Infine, un secondo record dal Lago Linnèvatnet documenta l’attività glaciale olocenica in un circo sul lato occidentale che attualmente non è glaciale e contiene solo residui di ghiaccio stagnante (Snyder et al., 2000). Il record indica che il circo era deglaciato prima dell’isolamento del lago intorno a 10.3 ka e che è rimasto libero da ghiaccio fino alla Piccola Era Glaciale (LIA) o a un periodo compreso tra 0.6 e 0.4 ka (anche se la cronologia è incerta) (Snyder et al., 2000). Questo record viene escluso dalla nostra analisi a causa dell’incertezza sulla cronologia dell’Olocene tardivo e perché il circo studiato, che alimenta il bacino occidentale del Lago Linnèvatnet, non è attualmente glaciale; di conseguenza, l’assenza di ghiaccio non può essere interpretata come indicativa di condizioni più calde rispetto al presente.

In sintesi, i ghiacciai insulari coperti da detriti (GIC) a Svalbard hanno iniziato a ridursi o sono completamente scomparsi all’inizio o nella metà dell’Olocene, tra circa 11.25 e 7.4 migliaia di anni fa (ka). Tra le registrazioni dei GIC disponibili, almeno l’80% indica che i GIC erano ridotti o assenti tra circa 8.4 e 3.5 ka, e almeno il 60% mostra che i GIC erano più piccoli o assenti a partire da circa 10.1 ka. Nel periodo della metà alla fine dell’Olocene, i GIC hanno iniziato a crescere nuovamente nei bacini dei laghi già intorno a circa 4.95 ka (per esempio, secondo Svendsen e Mangerud, 1997). Una crescita sostenuta dei GIC si è verificata tra circa 3.5 e 0.7 ka. Dalle registrazioni lacustri di Svalbard emergono due principali periodi di crescita dei GIC (vedi Figura 8b): i bacini che ospitano GIC ad alta quota (tra circa 635 e 883 metri sul livello del mare) mostrano una crescita sostenuta del ghiaccio a partire da circa 3.5 ka, mentre i bacini che ospitano GIC a quote più basse (circa 475 metri sul livello del mare o meno) evidenziano una crescita sostenuta del ghiaccio dopo circa 1 ka. Queste osservazioni sono in buon accordo con una recente sintesi sull’attività glaciale a Svalbard, che indica che il minimo glaciale dell’Olocene si è verificato tra circa 8 e 6 ka e che le riavanzate dei ghiacciai sono state predominanti tra circa 4 e 0.5 ka, con la maggior frequenza di eventi tra circa 1 e 0.5 ka (Farnsworth et al., 2020).

La Figura 7 mostra i registri olocenici basati sui laghi dei ghiacciai insulari coperti da detriti (GIC) in Scandinavia. La figura è suddivisa in più pannelli, con descrizioni, simboli e colori uguali a quelli della Figura 3, che non è mostrata qui. La mappa sulla destra del grafico indica la posizione geografica dei siti studiati.

Vediamo di analizzare la Figura 7 .

1. Pannello (a) – Cronologia dei Ghiacciai: Questo pannello illustra un record temporale della presenza e delle dimensioni dei ghiacciai coperti da detriti (GIC) nel corso dell’Olocene, che è l’ultima divisione geocronologica che inizia circa 11.700 anni fa fino al presente. Le barre orizzontali rappresentano l’estensione dei ghiacciai nei diversi periodi storici, con la scala dei tempi espressa in migliaia di anni fa (ka). Il colore nero indica periodi con ghiacciai estesi, il grigio indica ghiacciai di dimensioni ridotte, e il bianco indica periodi dove lo stato dei ghiacciai è incerto o sconosciuto. I marcatori colorati lungo le barre rappresentano eventi significativi o dati specifici legati ai ghiacciai, come ad esempio avanzamenti notevoli, ritiri o altri eventi paleoclimatici documentati.
2. Pannello (b) – Variazioni di Volume/Estensione: Questo pannello sembra mostrare una serie temporale di dati, potenzialmente indicando variazioni di volume o estensione dei ghiacciai. I punti sul grafico possono rappresentare misurazioni o stime specifiche raccolte dai siti di studio. La linea può rappresentare una tendenza interpolata o un modello derivato dai dati puntuali. Questo tipo di analisi è cruciale per comprendere le risposte dei ghiacciai ai cambiamenti climatici e può essere correlata con altri proxy climatici come isotopi, depositi sedimentari, o registri dendrocronologici.
3. Pannello (d) – Mappa dei Siti di Studio: Questa mappa geografica mostra la distribuzione dei siti di studio in Scandinavia. Ogni numero corrisponde a un sito specifico menzionato nella descrizione e fornisce un riferimento geografico per i record mostrati nei pannelli (a) e (b). Le posizioni sono correlate con le fonti dei dati pubblicati citati. Questo è utile per i ricercatori per localizzare i siti di interesse e per correlare i risultati con le condizioni geografiche e climatiche regionali.
4. Note Metodologiche: La figura contiene anche note metodologiche sull’acquisizione dei dati. Per esempio, si menziona che per alcuni siti le elevazioni dei ghiacciai sono state stimate tramite il Global Digital Elevation Model (ASTER GDEM) a causa dell’assenza di dati nel più dettagliato ArcticDEM. Ciò implica che ci può essere una variabilità nella precisione dei dati topografici utilizzati nei diversi siti.
5. Sistemi Lago-Ghiacciaio: La figura distingue tra diversi tipi di sistemi lago-ghiacciaio in base alla dinamica dei sedimenti glaciali. Questo è importante per capire come e quando i sedimenti vengono trasportati nei laghi da parte dei ghiacciai, influenzando la registrazione paleoambientale nei sedimenti lacustri.

In conclusione, la Figura 7 è un compendio di dati paleoclimatici e geomorfologici che documentano l’interazione tra clima e ghiacciai durante l’Olocene in Scandinavia. Queste informazioni sono essenziali per la paleoclimatologia e la glaciologia per ricostruire la storia dei ghiacciai e comprendere i meccanismi di risposta dei ghiacciai alle variazioni climatiche.

La Figura 8 è una rappresentazione grafica dei record basati sui laghi del GIC (Glacier Ice Coverage) dell’Olocene a Svalbard. L’immagine sembra essere tratta da uno studio scientifico e mostra una serie di dati raccolti dai vari siti di ricerca. Ecco una spiegazione dettagliata delle varie parti della figura:

1. Parte Superiore (Grafici a Barre e Linee):
   • Le barre orizzontali rappresentano gli intervalli di datazione radiocarbonica per i campioni prelevati dai sedimenti lacustri. Queste date sono espressi in migliaia di anni fa (ka), una scala temporale comunemente usata in paleoclimatologia e geologia.
   • I colori delle barre indicano la probabilità associata a ogni datazione. Per esempio, una barra più scura potrebbe indicare un intervallo di datazione con una probabilità più alta (più affidabile), mentre una barra più chiara potrebbe indicare un intervallo con minor certezza.
   • La linea blu con i punti può rappresentare un proxy sedimentario, come la percentuale di sedimenti grossolani che si depositano nel lago a causa dell’erosione dei ghiacciai circostanti. Un aumento in questa percentuale potrebbe indicare un avanzamento dei ghiacciai, mentre una diminuzione potrebbe indicare un ritiro.
2. Parte Centrale (Grafico a Linee):
   • Questo grafico sembra mostrare un altro tipo di proxy geologico o biologico (per esempio, la presenza di isotopi specifici, minerali, o la granulometria dei sedimenti) che varia nel tempo. L’asse verticale indica la misurazione quantitativa di questo proxy, mentre l’asse orizzontale rappresenta il tempo.
   • Un picco o un cambiamento marcato in questo grafico può indicare un evento significativo nella storia glaciale, come un periodo di rapido scioglimento dei ghiacciai o un cambiamento nella composizione del sedimento che può essere correlato a cambiamenti climatici.
3. Parte Inferiore (Mappa):
   • La mappa mostra l’ubicazione dei sei siti di studio su Svalbard, ciascuno indicato con un numero. Questi siti sono stati selezionati per la loro importanza nella comprensione delle dinamiche glaciale passate.
   • I numeri corrispondono a pubblicazioni specifiche che hanno esaminato i record dei ghiacciai basati sui laghi, come indicato nella descrizione della figura. I riferimenti bibliografici forniscono i dettagli degli studi condotti in ciascun sito.
4. Descrizione e Contesto:
   • La didascalia sotto la mappa fornisce il contesto necessario per interpretare i dati. Viene specificato che le età più antiche registrate in uno studio (Allaart et al., 2021) provengono da depositi marini, suggerendo un ambiente precedente diverso da quello attuale. La menzione delle età marine implica che il sito era una volta sommerso e che i record più antichi potrebbero essere influenzati da processi diversi rispetto a quelli lacustri.
   • L’accento sulle età più antiche nella sezione lacustre del record implica che gli autori hanno scelto di concentrarsi su dati che riflettono l’ambiente lacustre, che è più rilevante per comprendere la storia del ghiacciaio.

In conclusione, la Figura 8 presenta un compendio di dati paleoclimatici e paleoambientali raccolti da sedimenti lacustri in Svalbard, fornendo un quadro della dinamica dei ghiacciai durante l’Olocene. I dati cronologici e geochimici raccolti dai sedimenti lacustri aiutano i ricercatori a ricostruire le fluttuazioni dei ghiacciai nel tempo e possono essere utilizzati per inferire variazioni climatiche passate.

3.7 Artico Russo

L’Artico Russo si estende su una fascia costiera di circa 24.000 km e comprende numerosi arcipelaghi distribuiti lungo i mari periferici dell’Oceano Artico. Tra gli arcipelaghi più significativi si annoverano le 192 isole della Terra di Francesco Giuseppe, situate intorno agli 80° N, la Novaja Zemlja, che costituisce un prolungamento delle Montagne Urali settentrionali e si articola in due isole maggiori tra il Mare di Kara e il Mare di Barents, e la Severnaja Zemlja, composta da quattro grandi isole situate nel Mare di Laptev al largo della Penisola di Tajmyr in Siberia. Nella regione delle Montagne Urali Polari, il clima è freddo e continentale con temperature medie estive intorno ai 7°C e precipitazioni annue di circa 600 mm (Svendsen et al., 2019; Solomina et al., 2010). La Terra di Francesco Giuseppe è per circa l’85% coperta da ghiacci e caratterizzata da un clima artico con temperature medie annue intorno ai -13°C (Lubinski et al., 1999). La Severnaja Zemlja presenta un clima estremamente severo, freddo e arido tipico del deserto polare, con temperature medie mensili in luglio e agosto prossime allo 0°C (Andreev et al., 2008).

La storia olocenica delle variazioni dei Ghiacciai e dei Campi di Ghiaccio (GIC) nell’Artico Russo è documentata in modo frammentario. Sono stati rinvenuti soltanto due studi basati su sedimenti lacustri che documentano le fluttuazioni dei GIC disponibili nella letteratura scientifica in lingua inglese. Di conseguenza, includiamo anche un sommario dei risultati di Lubinski et al. (1999), che forniscono l’analisi più esaustiva delle fluttuazioni dei GIC olocenici con 45 datazioni al radiocarbonio ottenute da 16 margini di ghiacciaio nella Terra di Francesco Giuseppe (Fig. 9, record 3).

Le datazioni al radiocarbonio (¹⁴C) ottenute da legno trasportato dalle correnti, ossa di balene, gusci di molluschi e muschi indicano che molti ghiacciai si ritirarono dietro i loro margini attuali già prima di circa 10.700 anni fa (e in alcuni casi già da circa 12.000 anni fa) e sono rimasti in quella posizione fino ad almeno 5.000 anni fa (Lubinski et al., 1999; Figura 9, record 3). In seguito, i ghiacciai hanno iniziato a espandersi, probabilmente raggiungendo i loro margini attuali almeno intorno a 3.500 anni fa e sicuramente entro 2.100 anni fa (Lubinski et al., 1999). Si osserva che nell’articolo originale, le età di laboratorio non calibrate dei campioni marini sono state corrette sottraendo 440 anni dall’età dichiarata (Lubinski et al., 1999). Abbiamo riaggiunto 440 anni per recuperare le età di laboratorio originali e poi calcolato il valore e l’incertezza al range di 1 sigma (1σ) utilizzando il database Marine20 e considerando i dati puntuali più vicini alla Terra di Francesco Giuseppe prima della calibrazione.

Nell’Isola della Rivoluzione d’Ottobre, i profili di sedimenti e torba raccolti nei bacini del Lago Changeable e del fiume Ozernaya suggeriscono che, all’inizio dell’Olocene, il clima era più caldo di quello attuale e che la calotta glaciale di Vavilov si trovava al o dietro i suoi margini presenti tra circa 11.500 e 9.500 anni fa (Andreev et al., 2008; Figura 9, record 2). I registri sedimentari del Lago Bolshoye Shchuchye nelle Montagne Urali Polari indicano che i complessi glaciali insulari (GICs) si erano completamente sciolti già tra circa 15.000 e 14.000 anni fa (Svendsen et al., 2019; Haflidason et al., 2019; Figura 9, record 1). Tra circa 4.000 e 3.000 anni fa, si è registrato un aumento nell’apporto di sedimenti nel bacino del lago, il che suggerisce una crescita dei ghiacciai nell’area imbrifera del Lago Bolshoye Shchuchye (Haflidason et al., 2019).In sintesi, il numero ristretto di documentazioni sulla variabilità dei Ghiacciai Insulari Complessi (GIC) nell’Artico russo indica che i GIC erano di dimensioni inferiori rispetto alle attuali o addirittura assenti fin dall’inizio dell’Olocene, e probabilmente anche prima, nel periodo compreso approssimativamente tra 14.500 e 11.500 anni fa. I GIC sono rimasti di dimensioni ridotte o del tutto assenti per la maggior parte dell’Olocene medio e hanno iniziato a crescere nuovamente in un periodo compreso approssimativamente tra 5.000 e 4.000 anni fa.

La Figura 9 presenta un insieme di dati scientifici riguardanti i record storici dei Ghiacciai Insulari Complessi (GIC) basati su studi lacustri nell’Artico russo durante l’Olocene. Ogni pannello della figura contribuisce a un aspetto diverso della comprensione delle dinamiche glaciali nel tempo.

1. Pannello (a): Questo grafico a barre mostra le età al radiocarbonio (calibrate in migliaia di anni, ka) relative ai margini dei ghiacciai di vari siti. La lunghezza e il colore di ogni barra potrebbero rappresentare l’intervallo temporale e la confidenza delle datazioni radiometriche rispettivamente. Il grafico mostra l’espansione e il ritiro dei ghiacciai durante l’Olocene, con il tempo sull’asse orizzontale e le datazioni sul verticale.
2. Pannello (b): Questo grafico a linee potrebbe rappresentare un proxy sedimentario o qualche altro indicatore geologico o climatico, che mostra come i fattori ambientali sono cambiati nel tempo. Le fluttuazioni possono indicare periodi di crescita o ritiro dei ghiacciai.
3. Pannello (d): La mappa mostra l’ubicazione geografica dei siti di studio nell’Artico russo. I numeri corrispondono ai siti specifici da cui sono stati raccolti i dati:
   • Sito 1: Riguarda il Lago Bolshoye Shchuchye e i ghiacciai ad esso associati. Si segnala che l’età più antica trovata in questo sito è pre-Olocene, ma la figura riporta l’età olocenica più antica.
   • Sito 2: Coinvolge il Lago Changeable e il Vavilov Ice Cap, con una nota che il tipo di sistema lago-ghiacciaio per questo record è incerto.
   • Sito 3: Riassume le età al radiocarbonio di 16 margini di ghiacciaio in Franz Josef Land da Lubinski et al. (1999), che non è un record basato su lago.

Si osserva inoltre che al momento attuale ci sono solo pochi piccoli ghiacciai cirque intorno al Lago Bolshoye Shchuchye e che la linea teorica della neve nelle Montagne Urali Polari è ben al di sopra delle vette più alte, suggerendo condizioni climatiche che non favoriscono la formazione di grandi ghiacciai.

Infine, il testo menziona che il momento di ricrescita dei ghiacciai è stato segnalato tra circa 4 e 3 ka (4000 e 3000 anni fa). Nel pannello (a), si utilizza una media per il momento di ricrescita (3.5 ka), mentre nel pannello (b) si usa 4 ka come inizio più precoce della ricrescita e 3 ka come il momento di sostenuta ricrescita.

Questo insieme di dati fornisce un quadro significativo delle variazioni dei GIC nell’Artico russo, evidenziando periodi di ritiro e avanzamento dei ghiacciai nel corso dell’Olocene.

3.8 L’Artico circumpolare

Complessivamente, la nostra compilazione di record olocenici basati su laghi dei Ghiacciai Insulari Complessi (GIC) che spaziano nell’Artico (Fig. 10d) dimostra che la maggioranza (50% o più) dei GIC studiati erano più piccoli rispetto all’attuale o assenti nel periodo tra 12–10,9 ka e 10–3,4 ka, e che la maggior parte (80% o più) erano più piccoli dell’attuale o assenti tra 7,9 e 4,5 ka (e prima di circa 11,3 ka; tuttavia, solo tre record si estendono a 12 kyr indietro). Il set di dati circumpolare indica anche un aumento relativamente improvviso nella percentuale di GIC più piccoli o assenti a circa 10 ka. La percentuale di GIC più piccoli o assenti raggiunge il suo picco nel medio Olocene tra circa 7,1 e 5,7 ka, quando oltre il 90% dei GIC erano più piccoli o assenti. Nel medio-tardo Olocene (dopo circa 6 ka), i GIC hanno iniziato a ricrescere in tutto l’Artico, sebbene il tempismo della ricrescita individuale dei GIC sia variabile (Fig. 10d). Troviamo una relazione debole tra il tempismo della prima ricrescita dei GIC e l’elevazione dei GIC (i GIC con l’elevazione attuale più alta del ghiaccio nelle loro aree di raccolta tendevano a ricrescere prima) (Fig. 10d). I record combinati indicano anche due periodi di crescita intensificata dei GIC nel tardo Olocene (denotati da cali più repentini nella percentuale di GIC più piccoli rispetto all’attuale o assenti) tra circa 4,5 e 3 ka così come dopo 2 ka (Fig. 10d ed e).

Stimiamo un’approssimativa grandezza media del riscaldamento estivo Artico di almeno circa 2±1,3 °C al di sopra dell’attuale, utilizzando la differenza di elevazione tra gli ELA attuali in stato stazionario dei GIC (calcolati qui usando un rapporto AAR di 0,67) e la loro elevazione massima attuale del ghiaccio, moltiplicata per un tasso di variazione standard della temperatura di 6,5 °C km⁻¹ (dopo Larocca et al., 2020a, b; comunque, notiamo che le geometrie attuali dei ghiacciai molto probabilmente non sono in equilibrio rispetto al clima attuale).

Il calcolo esclude i GIC che si ipotizza abbiano resistito al caldo dell’Olocene precoce e medio e include tutti i GIC che sono diventati più piccoli dell’attuale o sono scomparsi in qualche momento durante l’Olocene precoce o medio. Tale stima rappresenta l’aumento medio della temperatura estiva necessario per sollevare gli ELA al di sopra delle superfici glaciali attuali, ma è possibile che gli ELA siano saliti oltre quel minimo, e questi calcoli non tengono conto di un cambiamento nelle precipitazioni (sebbene si ritenga generalmente che l’HTM sia stato in media più umido, ad esempio, Thomas et al., 2016, 2018); di conseguenza, rappresenta una restrizione minima sul riscaldamento medio dell’Artico durante l’Olocene precoce (approssimativamente tra 10 e 8 ka), quando la maggior parte dei GIC artici per la prima volta si ridusse o scomparve.

Solomina et al. (2015) presentano la revisione globale più aggiornata delle fluttuazioni dei ghiacciai durante l’Olocene, rivelando che i ghiacciai delle medie e alte latitudini dell’emisfero settentrionale erano più piccoli dell’attuale o al massimo pari alle loro dimensioni odierne circa tra 8 e 4 ka (Solomina et al., 2015). In modo simile, uno studio recente che esamina il raffreddamento neoglaciale nell’Artico ha sviluppato un indice semplice per riassumere l’estensione relativa dei GIC nelle regioni artiche (lo stato dei quali è stato desunto dalla suddetta revisione globale) e ha riportato che i GIC si sono ritirati in tutta l’Artico approssimativamente tra 8 e 6,5 ka (McKay et al., 2018). Lo studio suggerisce che questo periodo di ritiro omogeneo, e per inferenza di calore diffuso, può essere attribuito all’elevata insolazione estiva unita all’assenza o alla minore influenza della Calotta Glaciale Laurentide, che persisteva molto oltre il picco di insolazione fino a circa 7 ka (McKay et al., 2018). Benché il nostro dataset artico sia in gran parte concorde con altre sintesi sullo stato dei ghiacciai olocenici, il nostro focus su archivi lacustri fornisce una prova diretta e distintiva per i periodi di estensione del ghiaccio inferiore all’attuale e indica che la maggior parte dei GIC è diventata per la prima volta più piccola dell’attuale durante l’Olocene precoce a livello artico.

4 Discussione

4.1 L’Olocene precoce e medio: quando erano più calde le estati nell’Artico?

Nelle alte latitudini settentrionali, il clima dell’Olocene precoce e medio era determinato dall’interazione tra le forze climatiche, le modifiche delle condizioni al contorno della superficie terrestre e i feedback che ne risultavano. L’insolazione estiva toccò il massimo nell’Olocene precoce, risultando fino a circa il 10% più elevata di quella attuale a 60° N durante giugno, mentre i ghiacciai dell’emisfero settentrionale in ritirata modificavano l’albedo locale, la circolazione atmosferica regionale e rilasciavano acqua dolce fredda e iceberg nei mari adiacenti, influenzando le condizioni della superficie marina e la circolazione oceanica (Kaufman et al., 2004; Jennings et al., 2015). In linea generale, le temperature estive nell’Artico raggiunsero il picco, circa 1–3 °C al di sopra delle medie del ventesimo secolo, nella prima metà dell’Olocene, principalmente a causa della forzante orbitale. Tuttavia, il momento e l’intensità del calore massimo variavano geograficamente in tutto l’Artico, con differenze di migliaia di anni e di vari gradi Celsius tra le diverse località (Kaufman et al., 2004, 2016; Kaplan e Wolfe, 2006; Miller et al., 2010; Briner et al., 2016; Sejrup et al., 2016; Axford et al., 2021). Questa significativa variabilità riflette la complessità della risposta del sistema climatico artico all’insolazione, agli effetti modulatori locali come quelli delle calotte glaciali e degli oceani, e ai meccanismi di feedback (cfr. Kaufman et al., 2004).Il nostro insieme di dati derivati da record basati su laghi dimostra una forte coerenza su scala artica e suggerisce che le temperature estive dell’aria fossero probabilmente più calde rispetto al presente (come si deduce dai Ghiacciai Indicatori di Clima, o GIC, più piccoli del presente o assenti) in gran parte dell’Artico durante l’Olocene precoce, a partire da almeno circa 10.000 anni fa, e che la maggior parte delle aree fosse più calda del presente già 8.000 anni fa. Nonostante abbiamo riscontrato prove dell’inizio di estati più calde del presente in gran parte dell’Artico durante l’Olocene precoce, la nostra raccolta mostra la percentuale più alta di GIC più piccoli del presente o assenti durante l’Olocene medio (oltre il 90% più piccoli del presente o assenti) intorno a 7.000-6.000 anni fa (Figura 10d). Suggeriamo che questo modello rifletta la tempistica asincrona e la magnitudo del massimo calore olocenico attraverso l’Artico (per esempio, Kaufman et al., 2004; Briner et al., 2016) e non necessariamente indica che la parte più calda dell’Olocene si sia verificata uniformemente durante l’Olocene medio. Piuttosto, questi dati indicano più verosimilmente che il medio Olocene fu un periodo di estati più calde del presente più spazialmente coerente in tutto l’Artico. Le complesse condizioni al contorno dell’Olocene precoce, inclusi i resti delle calotte glaciali del Pleistocene, hanno probabilmente modulato la risposta climatica a livello regionale e subregionale al cambiamento dell’insolazione e dei gas serra. È anche possibile che gli effetti contrastanti sul bilancio di massa dei ghiacciai dovuti all’aumento delle precipitazioni fossero più intensi nell’Olocene precoce in alcune località. Data l’asimmetria pronunciata del clima dell’Olocene precoce, non sorprende che abbiamo riscontrato una notevole variabilità nel momento in cui i GIC sono diventati per la prima volta più piccoli o assenti tra i siti all’interno delle nostre regioni geografiche definite (Figura 11). Tale variabilità potrebbe essere dovuta a differenze climatiche significative tra le regioni (a volte estese geograficamente), che hanno causato differenti risposte ai cambiamenti di temperatura e/o di precipitazioni, così come risposte diverse a livello subregionale e locale ai forzanti e ai feedback dell’Olocene precoce, ai cambiamenti della dinamica dell’atmosfera, dell’oceano e del ghiaccio marino, e alle caratteristiche specifiche dei ghiacciai o dei siti.

L’inizio del calore estivo nell’Olocene precoce in gran parte dell’Artico è supportato da una vasta gamma di prove provenienti sia da archivi terrestri che marini (per esempio, Kaufman et al., 2004; Miller et al., 2010). In aggiunta, una recente revisione delle ricostruzioni delle temperature dell’Olocene attorno alla Groenlandia ha evidenziato che, una volta considerate alcune questioni chiave legate all’interpretazione dei proxy, buona parte della Groenlandia (con la possibile eccezione della parte meridionale) ha sperimentato estati più calde rispetto al presente già intorno a ∼ 10 ka (Axford et al., 2021). Sebbene riflettano le temperature su base annuale, le ricostruzioni delle temperature corrette per l’altitudine ottenute dai carotaggi del ghiaccio basate sugli isotopi stabili dell’acqua indicano un picco precoce di calore. La ricostruzione della temperatura corretta per l’altitudine, derivata dai dati medi di δ¹⁸O dai carotaggi del ghiaccio di Renland e Agassiz (localizzati rispettivamente nella Groenlandia centro-orientale e sull’Isola di Ellesmere in Canada), mostra un picco di calore nell’Olocene precoce da circa 9,5 a 7,5 ka, con deviazioni della temperatura annuale fino a circa 3,5 °C al di sopra della stima lisciata delle temperature attuali in Groenlandia (Fig. 10c; Vinther et al., 2009). Una ricostruzione rivista della temperatura dal cappello di ghiaccio di Agassiz suggerisce un picco di calore ancora più precoce e marcato da circa 11 a 8 ka, raggiungendo i 6,1 °C circa 10 ka (con un filtro gaussiano passa-basso σ = 50 anni; incertezza 2σ 4,3–8,3 °C) (Fig. 10c; Lecavalier et al., 2017). Infine, utilizzando un’estesa base di dati multi-proxy di serie temporali di paleotemperature, Kaufman et al. (2020) hanno ricostruito la temperatura superficiale media annuale dell’Olocene per il globo e per sei fasce latitudinali di 30° utilizzando cinque differenti metodi statistici. La mediana dell’ensemble multimetodo per la fascia latitudinale 60–90° N mostra l’intervallo più caldo intorno a 10,1–9,7 ka, con temperature medie superficiali annuali circa 1,2 °C (0,4, 4,2) più calde rispetto al XIX secolo (percentili 5°, 95°) (Kaufman et al., 2020; Fig. 10b).

Studi basati sia su proxy che su modelli climatici hanno concluso che il disfacimento della Calotta Glaciale Laurentide ha controbilanciato il riscaldamento dell’Olocene precoce guidato dall’insolazione e ha causato un riscaldamento attenuato e/o ritardato sull’Atlantico Nord-Occidentale, in particolare nella regione Baia di Baffin–Mare del Labrador, mentre le temperature estive in altre aree seguivano le forzanti orbitali (Mitchell et al., 1988; Kaufman et al., 2004; Renssen et al., 2009; Briner et al., 2016). La soppressione a lungo termine delle temperature estive attorno alla Baia di Baffin durante l’inizio dell’Olocene non è evidente nella nostra sintesi (anche se vi sono pochissimi record basati su laghi che documentano i cambiamenti dei Ghiacciai e dei Campi di Ghiaccio (GIC) in quell’area). Tuttavia, l’influenza di eventi freddi improvvisi dell’inizio dell’Olocene, attribuiti ai flussi di acqua di fusione provenienti dal collasso della Calotta Glaciale Laurentide, è palese nelle nostre compilazioni tra 9 e 8 ka (Fig. 10d). Alcuni GIC sono riemersi nei loro bacini idrografici durante l’evento di raffreddamento di 8.2 ka (associato al drenaggio catastrofico dei laghi glaciali bloccati dal ghiaccio nell’area della Baia di Hudson e al collasso della Sella di Ghiaccio della Baia di Hudson, es., Hoffman et al., 2012; Lochte et al., 2019). Curiosamente, alcuni studi registrano un’avanzata dei GIC prima di circa 8.2 ka, supportando l’idea di un evento più esteso (circa 160–400 anni) come osservato in altri record proxy (Lochte et al., 2019). È anche possibile che le incertezze nella datazione al radiocarbonio contribuiscano a questa dispersione.

La Figura 10 fornisce un riassunto su scala artica dei record dei Ghiacciai e dei Campi di Ghiaccio (GIC) basati su studi lacustri. Ecco una descrizione di ciascuna parte della figura:

(a) Insolazione di luglio a 65° N: Questo pannello mostra la curva dell’insolazione di luglio a 65 gradi di latitudine nord, che è un indicatore dell’energia solare ricevuta durante il mese di luglio. È evidente un trend decrescente dell’insolazione dall’inizio dell’Olocene a oggi, che riflette i cambiamenti nell’orbita terrestre e nell’inclinazione dell’asse terrestre nel tempo, fenomeni conosciuti come cicli di Milankovitch.

(b) Temperatura media annuale ricostruita: Questo grafico mostra le variazioni della temperatura media annuale per la fascia di latitudine 60-90° N. La linea solida rappresenta la mediana delle ricostruzioni di temperatura multi-metodo del database Temperature 12k. Le linee tratteggiate indicano l’intervallo di incertezza (5°-95° percentile). Le anomalie di temperatura sono calcolate rispetto al periodo di riferimento 1800-1900 CE. Questo pannello suggerisce che le temperature erano più elevate rispetto al riferimento nei primi periodi dell’Olocene, con una tendenza generale al raffreddamento verso il presente.

(c) Ricostruzione della temperatura dell’Olocene: Questa parte mostra due ricostruzioni della temperatura basate sull’isotopo δ¹⁸O, una proveniente dai carotaggi di ghiaccio di Renland e Agassiz (linea grigia), e l’altra dall’Agassiz δ¹⁸O corretta per l’elevazione (linea nera). Questi dati sono usati come proxy per la temperatura e mostrano deviazioni da una stima attuale liscia delle temperature in Groenlandia, su una media di 20 anni. Le variazioni in δ¹⁸O sono correlate con le variazioni di temperatura, fornendo un metodo indiretto per stimare i cambiamenti climatici passati.

(d) Percentuale di GIC più piccoli o assenti rispetto al presente: Il grafico mostra la percentuale di GIC che erano più piccoli del presente o assenti durante l’ultimo Olocene, in intervalli di 100 anni. La linea continua rappresenta i dati aggregati mentre la linea tratteggiate indica i periodi con un basso numero di record disponibili, rendendo l’interpretazione meno certa. Le barre rappresentano le medie in intervalli di 500 anni. I cerchi aperti indicano i momenti in cui si verifica la prima crescita dei GIC nel tardo Olocene, in relazione all’elevazione massima del ghiaccio attuale nel bacino lacustre in esame.

(e) Numero di record: Questo pannello mostra il numero totale di record GIC disponibili da 12 ka a 0 ka. Le barre rappresentano la pendenza calcolata tra le medie degli intervalli di 500 anni. Una pendenza più negativa indica un periodo con un maggior numero di GIC in fase di crescita, suggerendo condizioni climatiche più fredde.

Insieme, questi dati forniscono una panoramica delle tendenze a lungo termine del clima artico e dell’evoluzione dei GIC. Sottolineano come la risposta dei GIC ai cambiamenti climatici sia complessa e influenzata non solo dalle temperature atmosferiche ma anche da altri fattori come l’insolazione e le condizioni locali.

4.2 Il medio e tardo Olocene: quando è iniziato il raffreddamento estivo nell’Artico?

Nelle alte latitudini settentrionali, il raffreddamento estivo dal medio al tardo Olocene è stato primariamente guidato dal lento e costante declino dell’insolazione estiva, parzialmente bilanciato dal forcing radiativo dei gas serra, il quale è aumentato nel corso del medio al tardo Olocene (Ramaswamy et al., 2001; McKay et al., 2018). Recenti sintesi paleoclimatiche incentrate sull’Artico e studi di modellazione hanno messo in luce asimmetrie regionali nell’avvio del raffreddamento, così come differenze nella velocità e nell’entità del raffreddamento tra le regioni e tra aree più ampie dell’Artico (es., tra i settori del Pacifico e dell’Atlantico) (McKay et al., 2018; Zhong et al., 2018). Di conseguenza, altri fattori di forzante e retroazioni, come eruzioni vulcaniche, attività solare, espansione del ghiaccio marino, cambiamenti nella copertura nevosa terrestre e nella circolazione oceanica, hanno probabilmente svolto anche un ruolo significativo nell’espressione del Neoglaciale a livello regionale e/o hanno causato variazioni climatiche su scala sub-millenaria sovrapposte al trend di raffreddamento progressivo guidato dalle orbite nella seconda metà dell’Olocene (es., Miller et al., 2012; Solomina et al., 2015; McKay et al., 2018; Zhong et al., 2018). Tuttavia, molto rimane incerto riguardo ai meccanismi e alla relazione tra questi driver climatici, le retroazioni e le fluttuazioni dei Ghiacciai e dei Campi di Ghiaccio (GIC).

Nell’Artico, i Ghiacciai e i Campi di Ghiaccio (GIC) inclusi nella nostra analisi hanno iniziato a rigenerarsi o espandersi nel medio Olocene, prevalentemente dopo circa 6.000 anni fa (Fig. 10d). Entro circa 3.400 anni fa, meno del 50% dei ghiacciai studiati erano più piccoli dell’attuale o assenti, e entro circa 1.200 anni fa, meno del 20% erano più piccoli dell’attuale o assenti (Fig. 10d). Ciò indica che le temperature estive hanno iniziato a diminuire in alcune aree già da circa 6.000 anni fa e che le temperature estive erano sufficientemente basse da sostenere GIC erosivi nella maggior parte dell’Artico entro circa 3.400 anni fa e in quasi tutto l’Artico entro circa 1.200 anni fa. Le evidenze basate sui laghi regionali dei GIC mostrano una notevole variabilità nei tempi della prima ricrescita dei GIC tra le varie regioni e all’interno delle stesse (Fig. 11). Le nostre sintesi regionali indicano la prima ricrescita dei GIC in Scandinavia, dove i GIC hanno iniziato a ricrescere nei bacini lacustri del medio Olocene già da circa 6.200 anni fa (Fig. 11). Analogamente, in uno studio sulle fluttuazioni dei ghiacciai alpini globali durante l’Olocene e il tardo Pleistocene, Davis et al. (2009) hanno osservato che i ghiacciai si sono riformati e/o avanzati a partire già da 6.500 anni fa in alcune aree. In maniera simile, utilizzando dati proxy e simulazioni dei modelli climatici, McKay et al. (2018) hanno esaminato i pattern spazio-temporali, l’inizio e l’intensità del raffreddamento neoglaciale nell’Artico e, in accordo con le nostre deduzioni, identificato l’inizio più precoce del raffreddamento in Fennoscandia. I nostri risultati indicano una relazione debole tra il tempo della prima ricrescita dei GIC e l’altitudine massima attuale del ghiaccio all’interno del bacino idrografico del lago studiato (Fig. 10d). Questo suggerisce che la topografia ha avuto un certo impatto sul modello di ricrescita dei GIC (probabilmente in aree geografiche molto ristrette, per es., Larsen et al., 2017; Larocca et al., 2020b) e che, in termini generali, con il declino delle temperature estive, le Linee di Equilibrio del Ghiaccio (ELA) si sono abbassate fino a intersecare il paesaggio locale dove i GIC hanno iniziato a rigenerarsi sulle cime più elevate.

Sebbene le differenze topografiche possano aiutare a spiegare parte della variabilità all’interno delle regioni, la debolezza di questa relazione su scala artica (e anche all’interno di regioni geograficamente ampie) supporta le conclusioni di McKay et al. (2018): specificamente, che il momento della ricrescita dei GIC non è semplicemente un effetto di soglia locale, ma è associato ad altri fattori determinanti, come l’aumento dei tassi di raffreddamento, il cui timing variava tra le regioni, probabilmente anche a causa delle dinamiche climatiche regionali. Due periodi di crescita intensificata dei ghiacciai (indicati dal cambiamento di pendenza tra gli intervalli binari di 500 anni; Fig. 10d e e) sono evidenti nella nostra sintesi sull’intero Artico tra circa 4.500 e 3.000 anni fa e dopo circa 2.000 anni fa. Questi periodi si allineano bene con altre prove di neoglaciazione nell’Artico e suggeriscono potenzialmente periodi con tassi di raffreddamento più elevati. In accordo con le evidenze dei GIC qui presentate, McKay et al. (2018) non trovano prove di un inizio sincrono del raffreddamento su scala artica, ma identificano due principali impulsi di avanzamento neoglaciale dalle prove dei GIC – il primo tra circa 4.500 e 2.000 anni fa e il secondo che inizia circa 2.000 anni fa e culmina nella Piccola Età Glaciale (McKay et al., 2018). Inoltre, il timing di questi due intervalli identificati di inizio neoglaciale è coerente con i periodi di accelerazione del raffreddamento olocenico (McKay et al., 2018). In aggiunta, le datazioni al radiocarbonio di piante intrappolate nei ghiacci di Svalbard suggeriscono un abbassamento della linea di neve da almeno 4.000-3.400 anni fa e un abbassamento progressivo, ma episodico, da allora, indicando una significativa risposta ad altre forzanti e/o una notevole variabilità climatica interna oltre alla forzante dell’insolazione (Miller et al., 2017). Solomina et al. (2015) identificano numerosi avanzamenti neoglaciale dopo circa 4.000 anni fa, così come la concentrazione di avanzamenti dei ghiacciai che corrispondono a periodi di raffreddamento nell’Atlantico Nord, nei periodi 4.400-4.200, 3.800-3.400, 3.300-2.800, 2.600, 2.300-2.100, 1.500-1.400, 1.200-1.000 e 700-500 anni fa, che corrispondono approssimativamente a periodi multi-decennali di bassa attività solare o eruzioni vulcaniche.

Allo stesso modo, confrontando i registri glaciale attraverso l’Emisfero Settentrionale, Bakke et al. (2010) individuano avanzamenti comuni dei ghiacciai focalizzati approssimativamente attorno a 4.0, 2.7, 2.0 e 1.3 ka, nonché durante la Piccola Età Glaciale. In sintesi, sta emergendo chiaramente che l’Artico non si è raffreddato in maniera sincrona dal medio al tardo Olocene, nonostante il declino uniforme, quasi lineare, dell’insolazione estiva dell’Emisfero Settentrionale – il principale fattore di cambiamento climatico in questo periodo. Piuttosto, l’insieme delle evidenze attuali suggerisce un raffreddamento a gradini (ovvero, con periodi di raffreddamento intensificato e/o accelerato) così come una notevole variabilità nell’inizio e nella velocità di raffreddamento a livello regionale e sub-regionale. Questo implica che meccanismi, forzanti e retroazioni diversi dall’insolazione determinata dall’orbita terrestre hanno avuto un ruolo importante nel contribuire all’espressione del raffreddamento neoglaciale a livello regionale e in tutta l’area artica.

La Figura 11 mostra una sintesi spaziale dei record di Ghiacciai e Campi di Ghiaccio (GIC) basati su studi lacustri durante l’Olocene. Ecco una spiegazione dettagliata dei due pannelli principali:

(a) Segnalazione iniziale di GIC più piccoli o assenti: Questo pannello (A) illustra la prima volta in cui i vari studi lacustri hanno registrato che i GIC erano più piccoli del presente o completamente assenti, che segnala le condizioni più calde del presente durante l’inizio o il medio Olocene. Questi dati sono rappresentati come cerchi colorati posizionati in diverse regioni artiche, con il colore che indica il momento nel passato (età in migliaia di anni, ka) in cui questa condizione è stata osservata. I cerchi neri aperti denotano siti dove i GIC sono probabilmente sopravvissuti durante il Massimo Termico dell’Olocene (HTM), un periodo di picco di temperature elevate durante l’Olocene. Le regioni numerate da 1 a 7 corrispondono a diverse aree geografiche: Alaska, Artico Canadese, Groenlandia, Islanda, Scandinavia, Siberia e Artico Russo.

(b) Prima istanza segnalata di presenza dei GIC: Nel pannello (B), i cerchi colorati indicano quando ogni studio ha riportato la prima istanza di presenza dei GIC all’interno del bacino del lago, il che indica un abbassamento delle temperature, e più specificatamente che l’Altitudine della Linea di Equilibrio (ELA) è scesa al di sotto delle massime altitudini locali. Questo è un indicatore diretto del raffreddamento regionale e del reinizio della crescita dei ghiacciai dopo periodi più caldi. Anche in questo caso, i colori dei cerchi rappresentano l’età di questa prima presenza, seguendo una scala temporale che va dai 5.4 ai 0.1 ka.

Le esclusioni menzionate nella didascalia si riferiscono ai record che non forniscono dati affidabili riguardo a queste specifiche cronologie di crescita o di ritiro dei GIC, inclusi i record che documentano solo GIC più grandi di quelli attuali, record di durata troppo breve o dati incerti.

In conclusione, la Figura 11 fornisce una visione d’insieme spaziale di quando e dove i GIC nel passato sono stati più piccoli o assenti (indicando condizioni più calde) e di quando hanno iniziato a ricrescere (indicando un abbassamento delle temperature). Questo consente ai ricercatori di comprendere meglio come i ghiacciai hanno risposto a cambiamenti climatici passati su scala regionale e di identificare i pattern di risposta dei ghiacciai ai cambiamenti climatici naturali.

5 Conclusioni

I record dei Ghiacciai e dei Campi di Ghiaccio (GIC) basati sui laghi rivelano che una grande maggioranza dei GIC artici si è contratta a dimensioni inferiori rispetto ad oggi già dall’inizio dell’Olocene, suggerendo che le temperature estive attorno a buona parte dell’Artico erano più calde del presente già in una fase precoce dell’Olocene. Questo fenomeno è stato seguito da una retrazione quasi universale dei GIC nel medio Olocene, tra circa 7.000 e 6.000 anni fa, periodo durante il quale quasi tutti i record indicano GIC ridotti rispetto al presente o completamente assenti. Questo potrebbe, ma non necessariamente, implicare temperature estive nel medio Olocene superiori rispetto all’inizio dell’Olocene. Infatti, ricerche precedenti che hanno utilizzato proxy diversi hanno identificato le temperature estive massime all’inizio dell’Olocene in alcune parti dell’Artico, ma anche un clima caratterizzato da una maggiore variabilità spaziale e temporale rispetto al medio Olocene (ad esempio, Kaufman et al., 2016; Lecavalier et al., 2017; Axford et al., 2021). Suggeriamo che l’ampia diffusione della retrazione glaciale attraverso l’Artico nel medio Olocene rifletta una calura estiva più estesa e coerente rispetto all’inizio dell’Olocene. I GIC si sono successivamente riformati e ingranditi dal medio al tardo Olocene, con una rigenerazione dei GIC che ha inizio in alcuni siti a o prima di circa 6.000 anni fa. Due periodi di crescita intensificata dei GIC si sono verificati tra circa 4.500 e 3.000 anni fa, così come dopo 2.000 anni fa, segnalando probabilmente intervalli di raffreddamento più marcato. Nonostante emergano dei modelli su scala artica, i nostri risultati evidenziano una marcata variabilità spaziale e temporale nella tempistica del riscaldamento dall’inizio al medio Olocene e del raffreddamento dal medio al tardo Olocene. Infine, la nostra stima di un riscaldamento estivo su scala artica nell’Olocene precoce di almeno circa 2°C al di sopra dei valori attuali è in linea con precedenti sintesi di evidenze paleotemperature dall’Artico. Pertanto, la nostra sintesi rafforza l’idea che un riscaldamento estivo relativamente modesto (in confronto con le proiezioni di un cambiamento climatico futuro più significativo, ad esempio, Collins et al., 2013) abbia guidato cambiamenti ambientali maggiori in tutto l’Artico, inclusa la perdita diffusa dei GIC. Queste conoscenze anticipano il ritiro rapido e la futura scomparsa della maggior parte dei piccoli GIC dell’Artico. Oltre agli impatti ambientali, questa perdita avrà numerose conseguenze socio-culturali ed economiche per molte comunità artiche nei decenni a venire (ad esempio, Huntington et al., 2019). Sono necessari ulteriori studi che modellino la perdita prevista di GIC su scale regionali e sub-regionali per offrire una visione più completa dei futuri cambiamenti nell’Artico e per affrontare queste importanti implicazioni locali spesso trascurate.