4.3. Studi Precedenti sugli Eventi Climatici Improvvisi dell’Oceano Artico
Numerose ricerche hanno identificato fenomeni di sedimentazione glaciale-marina e eventi di trasporto di detriti ghiacciati nell’Oceano Artico. Ad esempio, Darby et al. (2012) hanno postulato l’esistenza di cicli di 1.500 anni nella deriva del ghiaccio marino durante l’Olocene, correlati a eventi su scala millenaria. Darby et al. (2002) hanno interpretato gli strati contenenti ossidi di ferro, indicatori di una provenienza nordamericana, come momenti di collasso delle calotte glaciali e di esportazione di ghiaccio dall’Artico, collegandoli agli episodi di Heinrich noti nell’Oceano Atlantico Nord durante l’ultimo periodo glaciale, estendendosi fino a 34 ka. I sedimenti detritici trasportati dal ghiaccio, conosciuti come strati “rosa-bianco” (principalmente dolomia del Paleozoico; Clark et al., 1980; Polyak et al., 2009; Stein et al., 2010), sono stati riconosciuti in gran parte dell’Artico per gli ultimi ~150 ka e interpretati come indicatori di eventi di distacco di iceberg dalla Calotta Glaciale Laurentide. Nonostante ciò, non sono state effettuate indagini sui record dei nuclei sedimentari relativi alla sensibilità delle calotte glaciali, delle piattaforme di ghiaccio e del ghiaccio marino durante la Terminazione V (MIS 12-MIS 11), all’interno del MIS 11, o durante la transizione interglaciale-glaciale MIS 11-MIS 10, nonostante il loro potenziale rilievo nelle transizioni climatiche improvvise ad alte latitudini (McManus et al., 1999).
5. Risultati
La stratigrafia dei sedimenti quaternari dell’Artico fornisce un contesto indispensabile per la ricostruzione della storia paleoceanografica e glaciale. I sedimenti marini provenienti dalle dorsali sottomarine artiche sono caratterizzati tipicamente da una successione alternata di sedimenti marroni (interglaciali) e grigi/tan (glaciali), distinti da variazioni in densità, suscettibilità magnetica, contenuto di manganese e abbondanza di microfossili calcarei. I sedimenti interglaciali marroni presentano solitamente una elevata densità di microfossili; nei periodi glaciali, la densità di microfossili è generalmente inferiore, anche se questo modello varia da sito a sito. La Figura 5a mostra una fotografia di un nucleo sedimentario rappresentativo, indicando la posizione degli strati detritici rosa-bianco, l’abbondanza di microfossili e gli eventi biostratigrafici chiave, inclusa la zona egelida del MIS 11. Le Figure 5b e 5c espongono tre curve di densità per gruppi di microfossili calcarei (foraminiferi planctonici e bentonici calcarei, ostracodi) assieme alla zona egelida, per altri due nuclei. Questa stratigrafia è riconosciuta nella maggior parte dell’Oceano Artico (Polyak et al., 2009; Poore et al., 1993; Stein et al., 2010 e riferimenti inclusi).
Per fornire un contesto alla discussione seguente, la Figura 6 illustra gli ultimi 600 ka per sei record proxy su scale temporali orbitali. La Figura 7 presenta la variabilità suborbitale in curve dettagliate per l’intervallo 450–350 ka per l’API, BWT derivato da Mg/Ca di Krithe, AODW (abbondanza del genere Krithe) e i record δ18Ob dei foraminiferi bentonici, così come le ricostruzioni della SST derivate dai foraminiferi planctonici identificati da Kandiano in Cronin et al. (2013).
la Figura 4 fornisce una rappresentazione visiva dettagliata dei record paleoceanografici ad alta risoluzione, i quali riflettono la variabilità climatica e oceanografica durante i periodi compresi tra gli Stadi Isotopici Marini (MIS) 12, 11 e 10, che corrispondono a un lasso di tempo tra 450.000 e 350.000 anni fa. Ecco una spiegazione dettagliata di ciascun panel della figura:
a) IRD (Ice-Rafted Debris): Questi dati mostrano la concentrazione di detriti trasportati da iceberg (IRD), indicati come granuli maggiori di 250 μm per grammo di sedimento. Questi dati, quando alti, indicano periodi con un maggior trasporto di detriti da iceberg, suggerendo condizioni più fredde con un aumento dell’attività glaciale. La curva δ18O di Neogloboquadrina pachyderma (sinistra) riflette le variazioni isotopiche nei gusci di foraminiferi, correlate alle temperature dell’acqua di mare e al volume dei ghiacciai.
b) e c) δ18O bentonico e planctonico dal sito ODP 980: I valori δ18O dei foraminiferi bentonici forniscono indicazioni sul volume globale dei ghiacciai (più alto il valore, più estesa la copertura glaciale), mentre i valori δ18O dei foraminiferi planctonici possono riflettere le variazioni della temperatura superficiale dell’acqua.
d) e e) δ18O bentonico e planctonico dal sito ODP 980 nel Corrente Nord Atlantico: Simile ai pannelli b) e c), ma specifici per la localizzazione nel Corrente Nord Atlantico.
f) M23414 % Nps (red) e IRD (blue): Questo grafico mostra la percentuale di Neogloboquadrina pachyderma (indicata in rosso) e la concentrazione di IRD (in blu) in un altro nucleo sedimentario. La percentuale di N. pachyderma è usata come indicatore delle condizioni della superficie marina, con percentuali più alte che indicano acque più fredde, mentre l’IRD riflette l’apporto di materiale glaciale nel sedimento.
g) U1313 IRD: Indica la concentrazione di IRD nel nucleo U1313, fornendo un’altra misurazione del materiale trasportato dal ghiaccio.
h) e i) δ18O bentonico e planctonico dal sito U1313: Come per gli altri record δ18O, questi dati riflettono le condizioni passate del volume dei ghiacciai e delle temperature superficiali dell’acqua nel sito U1313.
j) MD03-2669 SST: Mostra le ricostruzioni delle temperature di superficie del mare (SST) basate sugli alkenoni nel nucleo MD03-2669. Gli alkenoni sono composti organici prodotti da alcune specie di fitoplancton e la loro composizione cambia con la temperatura dell’acqua, permettendo la ricostruzione delle passate temperature superficiali del mare.
Le zone ombreggiate verticali evidenziano gli eventi climatici significativi, come il picco interglaciale MIS 11.3 e altri periodi stadiali, che sono di particolare interesse per gli studi climatici e paleoceanografici. In sintesi, questa figura fornisce una panoramica integrata di diversi tipi di dati sedimentari e isotopici che insieme raccontano una storia complessa delle variazioni climatiche e oceanografiche in questi intervalli temporali.
5.1. Produttività nell’Artico
La produttività nell’Artico tende ad essere più elevata e più variabile durante i periodi interglaciali rispetto ai periodi glaciali (Figura 6a). Una notevole eccezione è il periodo che va da MIS 9 a MIS 7, in cui la produttività nell’Artico mostra valori di picco e un’alta variabilità durante MIS 8, un periodo glaciale generalmente debole. I tre picchi di produttività durante MIS 5 potrebbero rappresentare MIS 5.1 (70 ka), MIS 5.3 (100 ka) e MIS 5.5 (125 ka).
Nel periodo che comprende da MIS 12 a MIS 10 (Figura 7a), la produttività cresce in modo costante con l’inizio di MIS 11 e successivamente decresce gradualmente, caratterizzata da un’alta variabilità durante la transizione verso MIS 10. Questi modelli sono interpretati come indicatori di eventi stadiali suborbitali (vedi sotto). I valori bassi di API durante MIS 10 riflettono la presenza di estese formazioni di ghiaccio marino e piattaforme di ghiaccio, che limitano la penetrazione della luce solare e riducono al minimo la produttività in superficie.
la Figura 5 rappresenta dati stratigrafici e micropaleontologici di tre carote di sedimenti prelevate dal fondale marino artico, con l’intento di correlare specifici strati sedimentari con gli stadi isotopici marini (MIS), che sono periodi rappresentativi di differenti condizioni climatiche nel passato geologico. La spiegazione dettagliata per ogni pannello è la seguente:
(a) Stratigrafia del nucleo P1-93-AR-21:
- La colonna mostra strati sedimentari con annotazioni relative a vari organismi fossili e strati di detriti, che sono usati come marcatori cronologici.
- Gli strati rosa-bianchi (PW) 1 e 2 rappresentano depositi di dolomite Paleozoica detritica. La loro presenza è indicativa di specifici eventi geologici che hanno portato al trasporto di questi detriti nel sito di deposizione.
- Le specie di foraminiferi “Bulimina aculeata”, “Bolivina arctica”, e “Turborotalita egelida” sono utilizzate come indicatori biostratigrafici per specifici intervalli temporali: “Bulimina aculeata” per il tardo MIS 5, “Bolivina arctica” per l’intervallo MIS 5 a MIS 11, e “Turborotalita egelida” per l’MIS 11.
- La posizione di questi indicatori rispetto agli stadi isotopici marini è cruciale per interpretare le variazioni climatiche e ambientali nel tempo.
(b) e (c) Densità di foraminiferi e ostracodi nei nuclei P1-92-AR-P39 e HLY0503-06:
- Questi grafici mostrano la densità di foraminiferi planctonici (PF), foraminiferi bentonici (BF) e ostracodi (ost) lungo la profondità dei nuclei.
- I foraminiferi planctonici vivono nella colonna d’acqua e sono sensibili alle variazioni di temperatura e produttività, mentre i foraminiferi bentonici vivono sul fondo marino e possono indicare condizioni ambientali al fondo, come l’ossigenazione e la disponibilità di nutrimento.
- I picchi nella densità di questi organismi possono indicare periodi di maggiore produttività o altri cambiamenti ambientali.
Le variazioni nella densità e composizione di queste specie nei diversi strati possono essere correlate con cambiamenti climatici noti, come variazioni nella copertura glaciale, temperature, salinità e livelli di produttività. Gli scienziati utilizzano queste informazioni per ricostruire le condizioni ambientali passate e comprendere meglio le dinamiche del sistema climatico terrestre.
5.2. BWT (Bottom Water Temperature, Temperatura dell’Acqua di Fondo)
La ricostruzione della Temperatura dell’Acqua di Fondo nella figura 6b è basata sulla calibrazione della temperatura in funzione del rapporto Mg/Ca dell’ostracode artico (Krithe), come descritto da Farmer et al. (2012), applicata a diversi nuclei sedimentari che documentano gli ultimi 500.000 anni (Cronin et al., 2012, 2017). In contrasto con i record di Mg/Ca delle profondità oceaniche al di fuori dell’Artico, i quali evidenziano un marcato raffreddamento durante le glaciazioni, le acque a profondità intermedia dell’Artico mostrano un riscaldamento durante le fasi glaciali e stadiali. Questo fenomeno è dovuto all’ingresso sottomarino della Corrente Atlantica del Nord (NAC), che contribuisce alla formazione della Atlantizzazione (AL) nell’Oceano Artico, sotto uno strato di ghiaccio spesso fino a 1 km (Jakobsson et al., 2016; Nilsson et al., 2017). Si interpreta che questo riscaldamento delle acque profonde avvenga a causa di una ridotta affluenza di acqua dolce durante le condizioni più fredde, che a sua volta determina un approfondimento della halocline fredda, inducendo così un abbassamento della AL (Jakobsson et al., 2016; Nilsson et al., 2017). Questo processo è osservabile negli ultimi 50.000 anni, durante i quali si registra un riscaldamento della BWT coincidente con gli eventi di Heinrich e il periodo del Younger Dryas (Cronin et al., 2012, Thornalley et al., 2015).
Durante il Marine Isotope Stage (MIS) 11.3, i valori di Mg/Ca nell’Oceano Artico erano relativamente bassi, variando entro un intervallo di circa 1 mmol/mol (vedi Figura 6b). Successivamente, i rapporti Mg/Ca hanno mostrato un incremento graduale, interrotto da diversi eventi di raffreddamento corrispondenti agli stadiali del MIS 11.2. Si notano delle lacune significative nel record composito durante le transizioni MIS 12-MIS 10 e MIS 11-MIS 10, indicando la necessità di ulteriori studi per confermare questi schemi con maggiore affidabilità. Tuttavia, i nostri dati indicano in generale che le temperature di fondo durante il MIS 11, a profondità comprese tra 700 e 1500 metri sotto il livello del mare (mwd), erano simili a quelle registrate a queste profondità nell’Oceano Artico contemporaneo. La Figura 8 presenta i rapporti Mg/Ca convertiti in gradi Celsius da sette carote individuali, confrontati con i valori attuali della Temperatura dell’Acqua di Fondo (BWT) per ciascun sito di carotaggio, ottenuti dall’Atlante Oceanico Mondiale. Risulta evidente che, in tutti i siti esaminati, la BWT durante il MIS 11 era grossomodo simile alla BWT moderna alla stessa profondità e nella stessa regione dell’Oceano Artico. Il record più dettagliato, proveniente dalla carota P40 (situata sulla Cresta di Northwind), evidenzia un intervallo totale di variazione della BWT di circa 1,5 °C durante il picco del MIS 11 e la transizione verso il MIS 10. Questo intervallo è inferiore alla variazione di BWT osservata nei cicli glaciali successivi al MIS 11 (Figura 6b).
la Figura 6 presenta una serie di grafici che tracciano varie misurazioni paleoceanografiche e paleoclimatiche dell’Oceano Artico correlate al tempo geologico (età in migliaia di anni, ka). Ogni pannello rappresenta un set di dati diverso:
a. Indice di Produttività Artica: Mostra variazioni nella produttività biologica dei fondali marini dell’Artico, che è collegata alla copertura del ghiaccio marino di superficie, alla produttività primaria delle alghe e al flusso di nutrienti dalla superficie al fondale oceanico. Le fluttuazioni qui rappresentate possono riflettere cambiamenti climatici che influenzano la quantità e la distribuzione del ghiaccio marino e la conseguente produzione di alghe.
b. Rapporti Mg/Ca di Ostracodi Bentonici: Questi sono utilizzati come proxy per la Temperatura dell’Acqua di Fondo (BWT). Si nota che la BWT tende ad aumentare durante periodi glaciali e stadiali, il che è stato interpretato come il risultato della presenza di spessi strati di ghiaccio, che isolano le acque sottostanti e possono influenzare la circolazione oceanica.
c. Frequenza Relativa di Krithe: Il grafico mostra l’abbondanza percentuale del genere Krithe, utilizzato come indicatore della presenza di Acqua Profonda Artica fredda e ossigenata e di Acqua Profonda dell’Atlantico Nord. Questo parametro è importante per comprendere le variazioni storiche delle masse d’acqua e delle correnti oceaniche.
d. Frequenza Relativa di Polycope: Questo genere è indicativo di Acque Intermedie Artiche più calde. La sua abbondanza percentuale aiuta a dedurre cambiamenti nelle temperature dell’acqua a profondità intermedie.
e. Isotopo del carbonio δ18Ob in Foraminiferi Bentonici: Questo dato isotopico è espresso in percentuale VPDB (Vienna Pee Dee Belemnite) e fornisce informazioni sui cambiamenti storici della temperatura e del volume dei ghiacci, anche se qui non è stato corretto per la variazione della BWT o del volume dei ghiacci.
f. Frequenza Relativa di Acetabulastoma arcticum: Questa specie è un indicatore della presenza di ghiaccio marino perenne. La sua abbondanza dà informazioni sul grado e la durata della copertura di ghiaccio nell’Artico.
Insieme, questi dati forniscono una visione multidimensionale di come il clima, l’ecosistema e le condizioni oceanografiche dell’Artico siano cambiate nel corso dell’ultimo mezzo milione di anni. I cambiamenti nelle temperature di fondo, ad esempio, sono strettamente correlati con i grandi eventi glaciali e interglaciali e con le dinamiche delle masse d’acqua artiche, che sono a loro volta legate ai cambiamenti nell’estensione del ghiaccio marino e nella produttività biologica.
La Figura 7 presenta dati paleoceanografici dettagliati riguardanti gli intervalli di tempo dei Marine Isotope Stages (MIS) 12, 11 e 10, che si estendono da 450 a 350 migliaia di anni fa (ka). Ogni pannello fornisce un tipo diverso di informazione paleoclimatica e paleoceanografica:
a. Indice di Produttività Artica (API): Questo indice misura la produttività biologica nei fondali marini dell’Artico, che è strettamente connessa alla copertura del ghiaccio marino di superficie e alla produttività primaria delle alghe. I valori elevati durante il picco interglaciale del MIS 11 suggeriscono una ridotta copertura di ghiaccio e/o una maggiore efficienza nel trasporto di nutrienti dal superficie al fondo marino.
b. Rapporti Magnesio/Calcio (Mg/Ca): I rapporti Mg/Ca sono usati per stimare la Temperatura dell’Acqua di Fondo (BWT). Si osserva che durante il picco del MIS 11, i rapporti sono bassi, indicando BWT più fredde, mentre durante la transizione MIS 11-MIS 10 i rapporti aumentano, suggerendo un riscaldamento delle BWT. Questo aumento di temperatura potrebbe essere dovuto a una maggiore influenza dell’Acqua Intermedia Artica (AIW) e alla formazione di spessi ripiani di ghiaccio che modificano la circolazione e la struttura termica delle acque di fondo.
c. Frequenza Relativa del Genere Krithe (RF): Krithe è indicativo delle acque profonde fredde e ossigenate dell’Artico (AODW) e dell’Acqua Profonda dell’Atlantico Nord (NAWD). Le massime percentuali di abbondanza si verificano durante il MIS 11, con un declino che riflette una riduzione dell’AODW a favore dell’AIW.
d. δ18O dei Foraminiferi Bentonici: Questo rapporto isotopico è un indicatore delle variazioni paleoclimatiche, compresi i cambiamenti nella temperatura e nel volume dei ghiacciai. I valori più bassi durante il picco del MIS 11 suggeriscono condizioni più calde e/o una riduzione del volume dei ghiacci. I valori aumentano durante la transizione MIS 11-MIS 12, segnalando un aumento del volume globale dei ghiacci e/o un abbassamento della temperatura.
e. Temperatura Stimata della Superficie del Mare (SST): Basata su analisi quantitative delle assemblage dei foraminiferi planctonici. I metodi SIMMAX e la Tecnica della Funzione di Trasferimento (TFT) sono utilizzati per stimare le SST; tuttavia, questi metodi non sono ottimali per le associazioni artiche e, pertanto, le temperature stimate sono considerate preliminari. Le linee blu e rosse rappresentano stime della SST estiva ottenute tramite i due diversi metodi.
Insieme, questi grafici forniscono una visione integrata delle condizioni ambientali durante un periodo critico della storia climatica terrestre. La combinazione di questi proxy ci permette di comprendere meglio le risposte degli ecosistemi marini artici ai cambiamenti climatici e alle variazioni delle masse d’acqua durante periodi glaciali e interglaciali.
5.3. Acque Profonde e Intermedie dell’Oceano Artico
La presenza di periodi alternati di predominanza tra l’Acqua Profonda dell’Oceano Artico (AODW) e l’Acqua Intermedia Artica (AIW), che potrebbe riflettere l’ascensione e l’approfondimento del confine AIW-AODW, si manifesta nelle abbondanze relative di due generi di ostracodi, rispettivamente Krithe e Polycope. Durante l’Evento di Massima Biodiversità (MBE), centrato sulla Stadio Isotopico Marino 11 (MIS 11), la frequenza di Polycope sale da vicino a zero al passaggio da MIS 12 a MIS 11, fino a quasi il 60% dell’intero assemblaggio di ostracodi all’inizio di MIS 10, riflettendo un innalzamento della temperatura del fondale, probabilmente a causa di un maggior influsso di AIW, in questo lasso di tempo (Figura 6d). Al contrario, la frequenza relativa di Krithe tocca il picco all’inizio di MIS 11, raggiungendo il 60% dell’assemblaggio totale di ostracodi, e successivamente declina, avvicinandosi allo zero all’inizio di MIS 10 (Figura 6c). La Figura 7 offre una visione dettagliata del calo nell’abbondanza di Krithe durante la parte finale di MIS 11, indicando una riduzione relativa della fredda AODW e un incremento relativo della più calda AIW a media profondità. Il passaggio faunistico da un assemblaggio bentonico dominato da Krithe a uno dominato da Polycope rappresenta uno dei cambiamenti faunistici più significativi nella storia del Quaternario dell’Artico (Cronin et al., 2014) ed è analogo a quello osservato nei foraminiferi bentonici delle medesime regioni (Polyak et al., 2013).
La Figura 8 mostra due grafici relativi al periodo del Stadio Isotopico Marino 11 (MIS 11):
(a) Stime della temperatura dell’acqua di fondo basate sui rapporti magnesio/calcio (Mg/Ca):
- Questo grafico (parte superiore) illustra le stime della temperatura dell’acqua di fondo (BWT) ottenute analizzando i rapporti di Mg/Ca in sette carote oceaniche prelevate dall’Oceano Artico. I valori sono tracciati rispetto alla profondità della carota (in cm).
- Le diverse profondità rappresentano differenti tassi di sedimentazione.
- Le barre orizzontali con i diamanti che indicano il valore medio mostrano la temperatura media annuale moderna (2005–2012) dell’acqua di fondo presa dall’Atlante Oceanico Mondiale 13 (disponibile su https://www.nodc.noaa.gov/OC5/woa13/) per ogni specifica profondità del sito di prelievo della carota, all’interno di una cella della griglia di 1° vicino al sito.
- La calibrazione della temperatura Mg/Ca da Farmer et al. (2012) indica che 2.279 mmol/mol corrispondono a 1 °C.
(b) Valori degli isotopi dell’ossigeno per i foraminiferi bentonici durante MIS 11:
- Il grafico inferiore mostra i valori δ^18O per i foraminiferi bentonici misurati in sei carote (in ‰ VPDB, Pee Dee Belemnite standard).
- La δ^18O è influenzata sia dalla temperatura dell’acqua di mare che dal volume globale dei ghiacci terrestri.
- La scala a sinistra indica che un aumento di 0.25‰ corrisponde a un raffreddamento di 1 °C e un cambiamento di 0.1‰ corrisponde a circa 10 m di variazione del livello del mare o del volume dei ghiacci.
In sintesi, questi grafici vengono utilizzati per stimare le variazioni storiche delle temperature oceaniche e i volumi di ghiaccio terrestre durante il periodo del MIS 11, che è stato un interglaciale, un periodo di clima più caldo tra due glaciazioni. La correlazione dei dati da diverse carote e la loro comparazione con dati moderni forniscono ai paleoclimatologi informazioni preziose su come si è modificato il clima passato, che possono essere utili per modelli climatici futuri.
5.4. δ^18O dei Foraminiferi Bentonici
La Figura 6e presenta una nuova curva del δ18O dei foraminiferi bentonici, compilata a partire da nove diversi carotaggi effettuati sulle dorsali di Northwind e Mendeleev (Tabella 1, informazioni supplementari). Si notano diverse lacune significative in questo record (MIS 6, 8 e 12), a causa del problema che i microfossili calcarei spesso non sono presenti nei nuclei dell’Oceano Artico durante gli intervalli glaciali; tuttavia, i risultati forniscono comunque una utile curva preliminare del δ18O bentonico artico per integrare le esistenti compilazioni globali del δ18O marino (curva LR04; Lisiecki & Raymo, 2005; figura 3).
Il record del δ18O è notevole poiché non mostra il caratteristico andamento a dente di sega della curva LR04 presentato nella Figura 3c. In particolare, manca del brusco decremento deglaciale, seguito da un incremento più graduale, nei valori del δ18O per ciascun ciclo glaciale di 100 kyr. Al contrario, il record mostra cambiamenti graduali nelle tendenze del δ18O attraverso i cicli glaciali, nonché evidenze di variabilità suborbitale. Inoltre, l’intervallo totale del δ18O da glaciale a interglaciale è di circa 0.8‰ a 1.0‰, molto meno dell’intervallo di 1.7‰ a 1.8‰ osservato nell’oceano aperto. Questo schema può probabilmente essere spiegato dall’influenza precedentemente menzionata delle BWT più calde (presenza più profonda di AL) durante i periodi glaciali e stadiali nell’Oceano Artico. Durante il MIS 11, il δ18O oscilla tra valori più alti e più bassi tra i sottostadi 1, 2 e 3, raggiungendo il suo valore più basso (~3.4‰) al MIS 11.3 prima della serie di eventi stadiali nella parte finale del MIS 11 (Figura 7). L’intera gamma di valori del δ18O per il MIS 11 è compresa tra 3.5‰ e 4.5‰; per il record più dettagliato da P40 l’intervallo è di 1.0‰ (Figura 8). La Figura 8 mostra anche che per i record del δ18O del MIS 11 di sei carote individuali tutti espongono una diminuzione e successivo incremento nei valori del δ18O durante l’interglaciale. Questo modello riflette i cambiamenti combinati nel volume dei ghiacci, temperatura e effetti idrografici locali che contribuiscono al segnale del δ18O.
5.5. Ghiaccio Marino Paleolitico
Acetabulastoma arcticum è una specie di ostracode epipelagico che abita sotto il ghiaccio marino e viene utilizzato come indicatore di ghiaccio marino perenne. Il record di Acetabulastoma presentato in Figura 6 include dati provenienti da nove carote sedimentarie estratte dalle dorsali di Mendeleev e Northwind nell’Artico occidentale (HLY6, P10, P21, P23, P30, P39, P40, P9, P16) (Cronin et al., 2014, Figura 9; Cronin et al., 2017, Figura 3, nuovi dati da P10, P16). La Figura S2a contiene un nuovo record dalla regione della dorsale Alpha nell’Artico centrale (16-9PC). La Figura S2b mostra un record composito di tutti i siti che incorpora i dati da questa carota sedimentaria. La carota AO16-9PC colma una significativa lacuna geografica nelle ricostruzioni del ghiaccio marino paleo-artico, poiché poche carote sedimentarie sono state prelevate in questa regione della dorsale Alpha nell’Artico centrale, a causa della presenza di spesso ghiaccio marino perenne. Infine, il pannello superiore della Figura 8 mostra le stime delle temperature delle acque di fondo (BWT) basate sui rapporti Mg/Ca degli ostracodi della zona egelida, che variano di oltre 1.0 °C (Cronin et al., 2017), e sono approssimativamente equivalenti alle temperature moderne di fondo (linee orizzontali nere) vicino a ogni sito, ottenute dall’Atlante Oceanico Mondiale 13 (https://www.nodc.noaa.gov/OC5/woa13/).
In linea generale, la bassa abbondanza di Acetabulastoma durante il MIS 11 suggerisce un Artico con ghiaccio marino stagionale assente, incluso nella regione della dorsale Alpha nell’Artico centrale. Inoltre, l’MBE, avvenuto circa 450-350 mila anni fa, rappresenta non solo una transizione chiave nelle faune bentoniche, ma anche nella presenza di Acetabulastoma e, per inferenza, in periodi estesi di ghiaccio marino perenne, il quale era prevalentemente assente prima e durante il MIS 11 (Dipre et al., 2018; Polyak et al., 2013). Il modello di assenza di ghiaccio marino estivo durante il MIS 11 contrasta fortemente con il ghiaccio marino perenne comunemente presente almeno durante parti degli interglaciali più recenti (MIS 1, 3, 5, 7 e 9), caratterizzati tipicamente da un’alta abbondanza di Acetabulastoma. L’assenza o la scarsa abbondanza di Acetabulastoma durante i periodi glaciali indica la presenza di ghiaccio marino perenne spesso o di piattaforme glaciali che limitano la produttività primaria, anziché un Artico con ghiaccio marino assente stagionalmente.
5.6. Temperatura della Superficie del Mare (SST)
Le associazioni di foraminiferi planctonici, inclusa la comune specie T. egelida, sono state utilizzate per stimare la SST del MIS 11 nella carota HLY6 sulla dorsale di Mendeleev da E. Kandiano (in Cronin et al., 2013). I metodi impiegati includono il metodo SIMMAX di Pflaumann et al. (2003) e una tecnica di funzione di trasferimento modificata. La Figura 7e mostra stime di SST estive elevate tra 440.000 e 435.000 anni fa, all’inizio del MIS 11, con valori che passano da 6–7 °C fino a 8–10 °C durante il culmine dell’interglaciale MIS 11. La SST è rimasta stabile per tutto il periodo interglaciale ad eccezione di un calo di temperatura significativo (1–2 °C) tra 405.000 e 390.000 anni fa. Questi risultati devono essere considerati preliminari, in quanto non esiste un set di dati moderni analoghi da sedimenti superficiali che contengano T. egelida. Ciononostante, come discusso precedentemente, l’associazione dominata da T. egelida, ritrovata in tutto l’Artico durante il MIS 11, contrasta nettamente con quelle dei periodi interglaciali più recenti, dominati da Neogloboquadrina pachyderma.
5.7. Discussione e Conclusioni
I nostri risultati portano a una migliore comprensione dell’interglaciale MIS 11 nell’Artico in diversi ambiti. Sembra che il culmine del calore durante il MIS 11 nell’Oceano Artico si sia verificato a metà di tale periodo, approssimativamente tra 410.000 e 400.000 anni fa, se i modelli di età e le correlazioni con i record extra-artici sono esatti. Le Temperature della Superficie del Mare (SST) hanno raggiunto valori elevati, tra 8-10 °C, almeno durante il picco di calore interglaciale, ma sono necessari metodi proxy aggiuntivi per le SST. Le condizioni del ghiaccio marino durante il MIS 11 erano caratterizzate da un mare libero dal ghiaccio stagionale (estivo) in molte aree. Queste conclusioni supportano l’ipotesi che l’Amplificazione Artica sia una caratteristica propria di almeno alcuni periodi interglaciali del Quaternario.
Esistono inoltre ampie prove di eventi suborbitali improvvisi che interrompono l’intervallo MIS 12-MIS 11-MIS 10. Queste fluttuazioni nella produttività, nella temperatura delle acque di fondo (BWT) e nelle masse d’acqua profonde e intermedie (AODW e AIW) rappresentano molto probabilmente eventi analoghi agli eventi di Heinrich, che coinvolgono estese banchine di ghiaccio che si estendevano dalle calotte di ghiaccio Laurentide e Fennoscandiana che bordano l’Artico. Tali eventi, che hanno segnato l’ultimo periodo glaciale (MIS 4-MIS 2, da 60.000 a 18.000 anni fa) nell’Artico (come discusso precedentemente), sono anche in linea con le prove derivate dai record geofisici sottomarini e stratigrafici che mostrano l’ancoraggio delle banchine di ghiaccio sui rilievi sottomarini dell’Oceano Artico (Polyak et al., 2001; Niessen et al., 2013; Jakobsson et al., 2016). La causa degli eventi tipo-Heinrich lungo i margini settentrionali delle calotte glaciali probabilmente coinvolge l’influenza delle calde Acque Atlantiche che fluivano sotto le banchine di ghiaccio a profondità marine di 500 a oltre 1000 metri, come indicato dai record della paleotermometria Mg/Ca e degli isotopi dell’ossigeno.
Le evidenze a sostegno di tale meccanismo derivano da Bassis et al. (2017), che hanno modellato un processo in quattro fasi per gli eventi di Heinrich (HE) negli ultimi 100.000 anni. Inizialmente, le calotte glaciali e le relative piattaforme erano nelle posizioni massimali durante i periodi glaciali, e le soglie lungo i loro margini erano abbassate dal peso del ghiaccio. Nella seconda fase, il riscaldamento sottomarino, evidenziato nei nostri risultati dalle paleotemperature Mg/Ca e dai record di δ18O, causa lo scioglimento e la destabilizzazione delle piattaforme di ghiaccio. Ciò conduce a un rapido arretramento dei margini del ghiaccio e alla deposizione di detriti di fusione del ghiaccio (IRD) come osservato nell’Artico durante gli ultimi due cicli glaciali (per esempio, Löwemark et al., 2016). Infine, il sollevamento isostatico riduce la profondità delle soglie e blocca l’ingresso di acque calde, permettendo il riavanzamento del margine della calotta/piattaforma di ghiaccio. L’intero ciclo di Heinrich ha avuto una durata inferiore ai 1.000 anni, difficile da identificare definitivamente con record a bassa risoluzione nell’Artico. Tuttavia, questo scenario ipotizzato implica l’instabilità di calotte/piattaforme di ghiaccio basate sul mare, modellata per le piattaforme artiche da Nilsson et al. (2017), durante l’intervallo MIS 12-MIS 10, influenzata dalle temperature dell’oceano sottoghiaccio, che potrebbero riflettere i meccanismi di aggiustamento isostatico interno e della Circolazione Meridionale dell’Atlantico (AMOC).
Non è ancora possibile tracciare correlazioni specifiche di eventi suborbitali tra i carotaggi artici e quelli dei mari Nordici e dell’Atlantico Nord. Tuttavia, gli eventi principali nella transizione MIS 11-MIS 10 in entrambe le regioni (Figure 4 e 7) sono probabilmente il riflesso degli stessi eventi su larga scala originatisi nell’Artico e defluiti attraverso lo Stretto di Fram (Myers & Darby, 2015). Se confermato, ciò supporterebbe l’idea che l’acqua della Corrente Atlantica Settentrionale (NAC), fluita verso nord, sia entrata nell’Artico attraverso lo Stretto di Fram per la maggior parte del ciclo glaciale precedente (Rasmussen & Thomsen, 2009).
https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/abs/10.1029/2019PA003708