L’inizio della neoglaciazione in Islanda e l’evento a 4.2 ka

https://cp.copernicus.org/preprints/cp-2018-130/cp-2018-130-manuscript-version4.pdf

Abstract. Forti somiglianze nelle ricostruzioni climatiche dell’Olocene, ottenute tramite molteplici proxy (BSi, TOC – carbonio organico totale, δ¹³C, C/N, MS – suscettibilità magnetica, δ¹⁵N) preservati nei sedimenti provenienti sia da laghi glaciali che non glaciali in tutta l’Islanda, indicano un periodo relativamente caldo dell’Olocene precoce e medio, dal 10 al 6 ka, contrassegnato da escursioni fredde presumibilmente dovute all’effetto delle acque di fusione sulla circolazione dell’Atlantico Nord fino al 7.9 ka. I sedimenti nei laghi con bacini di raccolta glaciali indicano che questi erano privi di ghiaccio durante tale intervallo. L’elaborazione statistica delle registrazioni paleoclimatiche lacustri ad alta risoluzione e basate su multi-proxy rivela che, nonostante l’ampia variabilità nelle caratteristiche dei bacini di raccolta, le registrazioni sedimentarie documentano degli abrupti e più o meno sincroni abbassamenti di temperatura, in contrapposizione alla tendenza gradualmente decrescente dell’insolazione estiva nell’emisfero settentrionale. Sebbene tutte le registrazioni lacustri attestino un calo delle temperature estive nel corso dell’Olocene, in linea con il calo progressivo dell’insolazione estiva, l’inizio di un significativo raffreddamento estivo si verifica intorno a 5 ka nei siti interni ad alta quota, ma risulta variabilmente posticipato nei siti più vicini alla costa, suggerendo che la prossimità al mare possa moderare l’impatto della riduzione dell’insolazione estiva.

Il tempismo dell’inizio della glaciazione durante il medio Olocene è determinato dalla discesa dell’altitudine della linea di equilibrio (ELA), la quale è dominata dall’evoluzione della temperatura estiva in concomitanza con il declino dell’insolazione estiva, nonché dai cambiamenti nella temperatura della superficie marina per i sistemi glaciali costieri. La reazione dei ghiacciai al calo dell’ELA è altresì fortemente influenzata dalla topografia locale. La nucleazione iniziale di Langjökull nelle alte terre islandesi, intorno a 5 ka, segna l’avvio della neoglaciazione in Islanda. In seguito, si è verificata un’espansione graduale di Langjökull e della parte nord-est di Vatnajökull tra 4.5 e 4.0 ka, con una seconda espansione brusca intorno a 3 ka. A causa della sua posizione costiera e di una soglia topografica inferiore, la comparsa iniziale di Drangajökull nel nord-ovest dell’Islanda è stata posticipata fino a circa 2.3 ka. Tutti i record lacustri riflettono un’improvvisa caduta delle temperature estive e un disturbo del bacino idrografico intorno a 4.5 ka, statisticamente indistinguibile dall’evento globale del 4.2 ka, e un secondo disturbo improvviso e ampio a 3.0 ka, analogo all’espansione per fasi di Langjökull e del nord-est di Vatnajökull. Entrambi sono periodi caratterizzati da un’intensa attività vulcanica esplosiva e dalla distribuzione di tefra in Islanda, che ha portato a un’intensificazione dell’erosione del suolo locale. L’aumento più esteso dell’avanzamento dei ghiacciai, dell’instabilità del paesaggio e dell’erosione del suolo si è verificato poco dopo 2 ka, probabilmente a seguito di una complessa combinazione di un maggiore impatto della deposizione di tefra vulcanica, di un clima in raffreddamento e di un aumento del ghiaccio marino al largo delle coste islandesi. Tutti i record lacustri segnalano un marcato declino della temperatura circa 1.5 ka, che ha raggiunto il suo apice durante la Piccola Età Glaciale (1250-1850 d.C.) quando i ghiacciai hanno raggiunto le loro dimensioni massime oloceniche.

1 Introduzione Un numero crescente di ricostruzioni climatiche basate su proxy fornisce informazioni fondamentali per comprendere i modelli e i meccanismi che stanno dietro la variabilità climatica su scala millennaria a centennale durante l’epoca dell’Olocene. La maggior parte delle ricostruzioni per l’emisfero settentrionale mostra condizioni più calde del presente durante il massimo termico dell’Olocene (HTM; 11–6 ka), ma evidenzia una eterogeneità spazio-temporale. Per esempio, l’HTM nel nord dell’Atlantico settentrionale potrebbe essersi verificato con un ritardo fino a 3000 anni rispetto all’Artico occidentale (Kaufman et al., 2004). Questa asincronia è stata attribuita agli effetti residui della calotta glaciale Laurentide (LIS) e della calotta glaciale della Groenlandia (GIS), che hanno influenzato i bilanci energetici superficiali e hanno avuto impatto sulla circolazione oceanica a causa delle fluttuazioni variabili nei flussi di fusione (Barber et al., 1999; Renssen et al., 2009, 2010; Blaschek e Renssen, 2013; Marcott et al., 2013; Sejrup et al., 2016). Anche se la forzante primaria del raffreddamento successivo dell’emisfero settentrionale è stata il calo uniforme dell’insolazione estiva (Berger e Loutre, 1991), la forzante orbitale ha portato anche a cambiamenti non uniformi all’interno del sistema climatico (es., Wanner et al., 2008). Su scale temporali da decennali a multicentenarie, la variabilità climatica dell’Olocene è stata collegata a fattori di forzante come l’attività solare e le grandi eruzioni vulcaniche tropicali, oltre ai modi accoppiati di variabilità interna quali l’Oscillazione Nord Atlantica (NAO), i cambiamenti nella Circolazione Meridionale di Riversamento dell’Atlantico (AMOC) e la sua capacità di trasportare calore nell’Atlantico del Nord. Le interazioni di feedback tra oceano, atmosfera, ghiaccio marino e variazioni della vegetazione complicano inoltre la risposta globale alla forzante primaria dell’insolazione, risultando in una variabilità climatica non lineare (Trouet et al., 2009; Miller et al., 2012; Lehner et al., 2013; Moreno-Chamarro et al., 2017).

Una recente sintesi ha evidenziato che la tendenza generale all’accrescimento dei ghiacciai nel medio Olocene nell’Emisfero Settentrionale rispondeva al declino delle temperature estive, guidato dalla riduzione dell’insolazione estiva controllata orbitalmente (Solomina et al., 2015). Tuttavia, raccolte di dati geograficamente distinte, basate sulla base di dati delle Transizioni Oloceniche Artiche (AHT) (Sundquist et al., 2014), segnalano risposte eterogenee al raffreddamento tra le regioni artiche (Briner et al., 2016; Kaufman et al., 2016; Sejrup et al., 2016). La reazione della regione del Nord Atlantico settentrionale è considerata particolarmente complessa. I dati di questa regione rivelano un modello fortemente uniforme delle risposte delle temperature estive superficiali marine e terrestri ai cambiamenti dell’insolazione estiva, ma anche segni di differenze subregionali che sembrano legate sia alla forte influenza della disgregazione della Calotta Glaciale Laurentide (LIS) e allo scarico di acque di fusione all’inizio dell’Olocene, sia alla variabilità nella forza della Circolazione Meridionale di Riversamento dell’Atlantico (AMOC) per il resto dell’Olocene (Sejrup et al., 2016).

L’Islanda si posiziona nel Nord Atlantico settentrionale, una regione fortemente influenzata dal trasporto di calore verso nord dell’AMOC (Fig. 1), e si trova alla periferia del riscaldamento contemporaneo più marcato (Overland et al., 2016). Gli studi paleoclimatici condotti in Islanda hanno dimostrato che le anomalie positive dell’insolazione estiva dell’inizio dell’Olocene hanno portato a un’Islanda “senza ghiaccio” circa 9 ka fa (Larsen et al., 2012; Striberger et al., 2012; Harning et al., 2016a). Esperimenti di modellizzazione dei ghiacciai suggeriscono che la scomparsa osservata di Langjökull nel centro dell’Islanda entro 9 ka necessitava di una temperatura estiva 3 °C superiore alla media di fine ventesimo secolo (Flowers et al., 2008), una stima confermata da simulazioni per Drangajökull, una calotta glaciale nel nord-ovest dell’Islanda (Anderson et al., 2018). Le ricostruzioni da due registri sedimentari lacustri ad alta risoluzione in Islanda indicano che il raffreddamento estivo durante l’Olocene aveva avuto inizio intorno a 5 ka (Geirsdóttir et al., 2013).

Questo raffreddamento è stato verosimilmente intensificato da temperature inferiori della superficie marina attorno all’Islanda e da un aumento dell’esportazione di ghiaccio marino dall’Oceano Artico, che ha portato a una nuova nucleazione dei ghiacciai nel medio Olocene (Geirsdóttir et al., 2009a; Larsen et al., 2012; Cabedo-Sanz et al., 2016). I registri lacustri ad alta risoluzione indicano che, nonostante il declino monotono dell’insolazione estiva, i cambiamenti del paesaggio islandese e le espansioni delle calotte glaciali sono stati non lineari, con bruschi cambiamenti avvenuti circa a 5.0, 4.5–4.0, 3.0, e 1.5 ka (Geirsdóttir et al., 2013), con le calotte glaciali islandesi che hanno raggiunto le dimensioni massime durante la Piccola Età Glaciale (LIA, circa 1250–1850 d.C.; Larsen et al., 2015, Harning et al., 2016b; Anderson et al., 2018). Per comprendere il modello non lineare e i cambiamenti graduali ambientali e climatici in Islanda dopo il Massimo Termico dell’Olocene e come le temperature regionali si sono evolute in termini di tempismo, magnitudo e inizio della glaciazione, ci concentriamo specificatamente sui passaggi climatici tra 6.0 e 3.0 ka. Questo intervallo temporale include l’evento di aridificazione e raffreddamento a 4.2 ka, riconosciuto in molteplici località a livello globale. Posizioniamo l’evento a 4.2 ka nel contesto della nostra ricostruzione climatica olocenica islandese e della conoscenza di grandi eruzioni vulcaniche islandesi come un modo per valutare se sia effettivamente un evento climatico maggiore.

Questo studio combina sei diversi proxy climatici normalizzati (cioè, media = 0 ± 1) in carote di sedimentazione ad alto tasso prelevate da sette laghi in Islanda. In questo lavoro, aggiungiamo cinque nuovi record sedimentari ai due originali compositi dai laghi di Geirsdóttir et al. (2013) per valutare in modo più efficace se i record proxy specifici di un sito riflettano cambiamenti climatici regionali o processi specifici del bacino idrografico meno direttamente collegati al clima. Impieghiamo un confronto statistico delle nostre ricostruzioni proxy dai sette laghi per valutare quantitativamente la loro correlazione inter-lacustre nel tempo e, per estensione, la loro idoneità come proxy per il clima regionale.

Siti di Studio

I gradienti di temperatura e di precipitazione attraverso l’Islanda riflettono la posizione geografica dell’isola, situata tra correnti marine superficiali fredde provenienti dall’Artico e correnti marine superficiali più calde e salate dalle latitudini inferiori, veicolate da rami discreti della Circolazione Meridionale Atlantica (AMOC, per le sue sigle in inglese) (Figura 1). Pertanto, le perturbazioni climatiche che modificano l’intensità, la temperatura e/o la posizione latitudinale di queste correnti dovrebbero tradursi in cambiamenti significativi nello stato medio del clima terrestre in Islanda. Ad esempio, il ghiaccio marino, sia importato che formatosi localmente al largo della costa nord dell’Islanda durante eventi di estremo freddo, fornisce un feedback positivo sulla durata e sulla gravità delle perturbazioni a breve termine causate dalle eruzioni vulcaniche (Miller et al., 2012; Sicre et al., 2013; Slawińska e Robock, 2018). A causa della posizione dell’Islanda sulla Dorsale Medio Atlantica, il frequente vulcanismo durante l’Olocene ha influenzato la storia ambientale dell’Islanda. Il basalto, che costituisce il substrato roccioso, è facilmente erodibile, risultando in alti tassi di sedimentazione all’interno dei bacini lacustri islandesi e offrendo il potenziale per la creazione di registri climatici ad alta risoluzione. La frequente produzione di spessi strati di tefra ha altresì periodicamente privato il paesaggio della sua vegetazione, innescando un’intensificata erosione del suolo (cfr. Arnalds, 2004; Geirsdóttir et al., 2009b; Larsen et al., 2011; Blair et al., 2015; Eddudóttir et al., 2017). Gli impatti sul clima e sulle temperature regionali derivanti dal vulcanismo islandese, tuttavia, non sono ancora stati documentati in modo definitivo. Esistono prove evidenti di una vasta erosione del suolo in Islanda negli ultimi 1.000 anni. Sebbene l’ipotesi prevalente attribuisca all’insediamento umano il ruolo di innesco per l’erosione su vasta scala, è probabile che anche una combinazione di raffreddamento naturale del tardo Olocene e la deposizione di tefra vulcanica abbiano giocato un ruolo significativo (es., Geirsdóttir et al., 2009b).

I sette laghi qui studiati si situano su un transetto che attraversa il gradiente di temperatura e precipitazioni da sud a nord-ovest (Tabella 1, Figure 1, 2). Essi rappresentano una varietà di tipologie di bacino idrografico, includendo laghi costieri di bassa quota, laghi d’alta montagna, e sia laghi glaciali che non glaciali, con un’altitudine che varia dai 30 ai 540 m s.l.m. Le dimensioni dei laghi vanno da 0,2 a 28,9 km², mentre la profondità varia tra i 3 e gli 83 m (Figura 2, Tabella 1). Nella maggior parte degli anni, i laghi sono coperti di ghiaccio da novembre ad aprile, sebbene possano verificarsi disgeli in anticipo sull’inverno e/o formazioni di ghiaccio in stagione avanzata. Tutti i laghi presentano un record olocenico ad alta risoluzione con spessori di sedimenti che spaziano da 2,5 m (SKR) a > 20 m (HVT) e occupano bacini scavati dal ghiaccio nel substrato roccioso. Vestra Gíslholtsvatn (VGHV), Arnarvatn Stóra (ARN), Torfdalsvatn (TORF), Haukadalsvatn (HAK) e Skorarvatn (SKR) non hanno ricevuto acque di fusione glaciali dalla deglaciazione e conservano sedimenti ricchi di organici depositati per il resto dell’Olocene. Al contrario, Hvítárvatn (HVT) e Tröllkonuvatn (TRK) sono laghi glaciali che hanno ricevuto acque di fusione glaciali quando i margini dei ghiacciai hanno rioccupato i bacini lacustri dopo la deglaciazione dell’Olocene precoce. La vegetazione attorno alla maggior parte dei laghi è caratterizzata da brughiere arbustive, con dominanza di piante basse e muschi sui suoli poco profondi. L’eccezione è VGHV, il lago più a sud, che oggi è prevalentemente circondato da vasti campi di fieno coltivati. Tuttavia, nei pressi delle affioramenti rocciosi in zone elevate attorno a VGHV cresce la brughiera arbustiva, mentre le paludi/mire si trovano nelle località dove l’acqua si accumula in aree di bassa altitudine. Tre dei laghi – VGHV, HVT e ARN – si trovano all’interno dell’attuale zona vulcanica attiva dell’Islanda e perciò contengono e conservano strati di tefra più frequenti e spessi rispetto agli altri quattro laghi che si trovano distanti dalle zone vulcaniche principali (Figura 1).

La Figura 1 illustra la posizione geografica dell’Islanda nel nord dell’Atlantico settentrionale e come essa sia influenzata dalle principali correnti oceaniche superficiali della regione. Ecco una descrizione dettagliata delle correnti rappresentate:

• EGC (East Greenland Current): Questa è una corrente fredda e a bassa salinità che fluisce verso sud lungo la costa est della Groenlandia. La sua origine è in gran parte attribuita alle acque polari e alle acque di fusione dei ghiacci della Groenlandia. L’EGC contribuisce al trasporto di ghiaccio marino e acque fredde verso sud, influenzando il clima delle regioni che attraversa, compresa la costa occidentale dell’Islanda, con una freccia blu scuro che mostra il suo percorso.
• EIC (East Iceland Current): È una corrente che proviene in parte dalla EGC e che scorre verso il sud-ovest attorno alla costa orientale dell’Islanda, rappresentata da una freccia blu chiaro. Questa corrente trasporta acque relativamente fredde verso l’Islanda e contribuisce alle condizioni climatiche più fresche lungo la costa orientale dell’isola.
• NIIC (North Icelandic Irminger Current): Questa corrente è una diramazione della corrente Irminger (IC) che porta acque relativamente più calde verso il nord, lungo la costa settentrionale dell’Islanda. È rappresentata da una freccia azzurra e influisce sul clima rendendo la parte nord dell’Islanda meno fredda rispetto a quanto ci si potrebbe aspettare a quelle latitudini.
• IC (Irminger Current): Un ramo nord-orientale della Corrente del Golfo (non mostrato nella figura), che porta acque più calde e salate verso la Groenlandia e l’Islanda, indicata da una freccia azzurra chiara. Questa corrente mitiga il clima della Groenlandia e dell’Islanda, rendendo le regioni toccate da essa più temperate rispetto alle zone non influenzate da questa corrente.
• NAC (North Atlantic Current): Questa corrente è una continuazione della Corrente del Golfo, trasporta acque calde e salate verso il nord dell’Atlantico e influisce notevolmente sul clima dell’Europa occidentale. La freccia rossa indica il flusso di questa corrente che si dirige verso nord-est, portando con sé acque più calde verso l’Europa e influenzando anche le condizioni climatiche dell’Islanda meridionale.

L’interazione di queste correnti oceaniche forma un sistema complesso che ha un impatto diretto sul clima islandese. Le correnti fredde e a bassa salinità provenienti dall’Artico, come l’EGC e l’EIC, lavorano in contrasto con le correnti più calde e salate provenienti dalle latitudini più basse, come l’NIIC, l’IC e la NAC. Questo sistema di correnti contribuisce a creare un clima più vario e dinamico in Islanda rispetto ad altre regioni a simili latitudini, influenzando la temperatura, le precipitazioni e persino gli eventi meteorologici estremi nell’area.

3 Metodi

Geirsdóttir e collaboratori (2013) hanno composto sei diversi proxy climatici normalizzati da carote con tassi di sedimentazione elevati (≥ 1 m ka⁻¹) provenienti da due laghi: uno glaciale (HVT) e uno non glaciale (HAK). Nonostante i diversi processi specifici del bacino idrografico che caratterizzavano ciascun lago, i record compositi dei proxy hanno mostrato cambiamenti incrementali sorprendentemente simili verso condizioni più fredde dopo il medio Olocene. Il segnale comune in bacini idrografici così differenti indica che i proxy climatici nei record sedimentari riflettono affidabilmente i cambiamenti climatici passati in Islanda. In questo studio, aggiungiamo cinque nuovi record di sedimenti lacustri islandesi e verifichiamo se possiamo replicare il record composito dei due laghi in altri laghi sull’intera Islanda. In primo luogo, generiamo un unico record composito multi-proxy per ciascun lago applicando la stessa metodologia utilizzata da Geirsdóttir e collaboratori (2013). Prima di calcolare ciascun record medio regionale, tutti i record sono stati standardizzati sull’intera durata del record/periodo, ciò consente un confronto affidabile tra i vari record.

La Figura 2 consiste in una serie di fotografie aeree ad alta risoluzione (0,5 m) dei sette laghi oggetto dello studio, accompagnate da una mappa che ne indica la disposizione geografica in Islanda. Le immagini sono state acquisite dalla società Loftmyndir. Di seguito viene fornita una descrizione dettagliata di ciascuna parte della figura:

• (a) Tröllkonuvatn (TRK): Mostra il lago Tröllkonuvatn, che appare parzialmente coperto da ghiaccio o neve, indicando che si trova in un ambiente freddo o che l’immagine è stata scattata durante i mesi invernali.
• (b) Skorarvatn (SKR): Presenta il lago Skorarvatn, circondato da terreno con minore copertura nevosa e segni di vegetazione, suggerendo condizioni climatiche leggermente diverse o una stagione diversa rispetto a TRK.
• (c) Torfdalsvatn (TORF): Rappresenta il lago Torfdalsvatn, che si distingue per il colore dell’acqua e per il terreno circostante, che sembra essere privo di vegetazione alta o coperto da vegetazione rada.
• (d) Haukadalsvatn (HAK): Mostra il lago Haukadalsvatn immerso in una zona verde, indicando la presenza di vegetazione densa o di una stagione più favorevole per la crescita delle piante.
• (e) Vestra Gíslholtsvatn (VGHV): Espone il lago VGHV con terreni circostanti che sembrano essere coltivati, come evidenziato dalle trame regolari che potrebbero essere campi agricoli.
• (f) Arnarvatn Stóra (ARN): Illustra il lago ARN, circondato da vegetazione con alcune aree più chiare che potrebbero indicare differenti tipi di vegetazione o uso del suolo.
• (g) Hvítárvatn (HVT): Visualizza il lago Hvítárvatn, notevolmente più esteso rispetto agli altri laghi mostrati e situato in un’area con una significativa presenza di ghiaccio o neve, suggerendo un’altitudine maggiore o condizioni climatiche più rigide.

La mappa in basso a destra fornisce un riferimento geografico, mostrando la posizione di ciascun lago sull’isola e la loro relativa distribuzione rispetto alle caratteristiche geografiche e ambientali dell’Islanda.

La Tabella 1 fornisce informazioni dettagliate sui settaggi di vari laghi menzionati nello studio. Ecco le informazioni fornite per ciascun lago:

• Nome del lago: Elenco dei laghi studiati, ognuno con un acronimo tra parentesi per l’identificazione rapida.
• Elevazione (m s.l.m.): L’altezza di ogni lago sopra il livello del mare in metri.
• Latitudine e Longitudine: Coordinate geografiche di ciascun lago, fornite in gradi, minuti e secondi per la latitudine e per la longitudine.
• Bacino del lago (km²): La dimensione dell’area di drenaggio che si riversa nel lago.
• Area del lago (km²): La superficie totale del lago in chilometri quadrati.
• Profondità massima (m): La profondità massima registrata per ciascun lago in metri.
• Riferimenti: Citazioni bibliografiche delle fonti da cui sono stati presi i dati per ciascun lago. Questi riferimenti possono essere studi o report precedenti che hanno esaminato i dettagli geografici o ecologici dei laghi.

La tabella fornisce un riepilogo utile delle caratteristiche fisiche di base dei laghi studiati, che sono importanti per comprendere l’ambiente in cui sono stati raccolti i dati dei proxy ambientali. Le informazioni su elevazione, dimensioni e profondità sono essenziali per analizzare l’ecologia del lago e i pattern di sedimentazione, che a loro volta sono influenzati dalla geografia del bacino lacustre.

3.1 Generazione di record compositi da proxy fisici e organici

I sette compositi lacustri multi-proxy sono stati generati seguendo il metodo di Geirsdóttir et al. (2013). I record compositi individuali sono stati calcolati partendo dai valori normalizzati di ciascuno dei sei proxy ambientali sottraendo i proxy fisici (TOC – carbonio organico totale, MS – suscettibilità magnetica, C/N), che riflettono l’attività erosiva e le stagioni fredde e ventose all’interno dei bacini, dai proxy della materia organica (BSi, δ¹³C, δ¹⁵N), che indicano la produttività biologica (principalmente crescita di diatomee) e il caldo estivo. Come spiegato in Geirsdóttir et al. (2009b), il TOC e il rapporto C/N sono raggruppati con i proxy fisici (instabilità del bacino idrografico) nei compositi a causa del flusso di carbonio del suolo nei laghi durante periodi di intensa erosione del suolo che avvengono durante stagioni fredde, asciutte e ventose. Il TOC nei sedimenti è primariamente un prodotto sia della produzione che del trasporto. Il termine di produzione aumenta durante i periodi caldi a causa dell’accresciuta crescita delle piante, ma il trasporto è ridotto poiché il materiale organico nel bacino si accumula e rimane intrappolato nei suoli. Durante i periodi freddi, nonostante il termine di produzione sia ridotto, il trasporto di materia organica precedentemente accumulata dai suoli in erosione contribuisce a un grande afflusso di CO (carbonio organico) nei sedimenti del lago. Questo compensa ampiamente qualsiasi diminuzione della produttività dovuta a stagioni di crescita più corte e porta a un incremento netto del TOC nei sedimenti durante i periodi freddi. I suoli dell’Islanda mancano di coesione e sono suscettibili all’erosione, sia tramite processi eolici sia per deflusso superficiale (Arnalds, 2004). Tra questi processi, il trasporto eolico dei suoli è molto diffuso e significativo in Islanda, come evidenziato dalle caratteristiche formazioni “rofabarð” (Arnalds, 2000).

Un confronto tra le velocità dei venti invernali contemporanei e i sedimenti lacustri mostra una buona corrispondenza durante il periodo coperto dai record strumentali nel nord-ovest dell’Islanda (Geirsdóttir et al., 2009b). Non escludiamo che l’erosione del suolo si verifichi a causa del flusso superficiale o dell’erosione glaciale, ma concludiamo che il vento sia il principale fattore determinante.

Tutti i proxy vengono assegnati con uguale peso nel composito multi-proxy di ciascun lago (Geirsdóttir et al., 2013). Il software Analyseries (Paillard et al., 1996) è stato utilizzato per ricampionare ciascuna serie temporale dei proxy in incrementi uniformi di 20 anni. L’intervallo di 20 anni riflette la risoluzione minima all’interno del set di dati meno dettagliato utilizzato nell’analisi (ovvero, il record del BSi, silice biogenica). Il rapporto C/N indica il rapporto tra il carbonio derivato da fonti terrestri rispetto a quello derivato da fonti acquatiche nei sedimenti lacustri e, di conseguenza, il grado di erosione nei bacini idrografici dei laghi. I dati individuali dei proxy qui utilizzati sono stati pubblicati in precedenza e i metodi corrispondenti, la geocronologia e le interpretazioni sono descritti nelle pubblicazioni originali di riferimento (Tabella 1).

3.2 Correlazione dei nuclei sedimentari dei laghi

I numerosi strati di tefra conservati nei sedimenti dei laghi islandesi generalmente presentano caratteristiche geo-chimiche diagnostiche, che permettono di utilizzarli come marcatori cronostatigrafici chiave. Questi orizzonti di tefra sono stati datati utilizzando informazioni storiche e misurazioni del radiocarbonio su archivi terrestri, lacustri e marini. Le cronologie basate sulla tefra per ogni sequenza sedimentaria lacustre, insieme alla sincronizzazione delle variazioni secolari paleomagnetiche tra quattro dei laghi (HVT, HAK, ARN, TORF) e un core di sedimenti marini accuratamente datato al largo della costa settentrionale dell’Islanda, forniscono un controllo cronologico solido e incertezze minime sull’età (<100 anni) per l’intero Olocene (per esempio, Jóhannsdóttir, 2007; Stoner et al., 2007; Larsen et al., 2012; Ólafsdóttir et al., 2013; Harning et al., 2018a). Queste cronologie dettagliate consentono pertanto la creazione di sintesi regionali della storia climatica attraverso il confronto diretto dei record dai laghi vicini (Geirsdóttir et al., 2013). Il modello di età per ciascun lago è stato costruito adattando i punti di controllo con una curva spline liscia utilizzando il software CLAM (Blaauw, 2010) prima di procedere al ricampionamento per gli stessi incrementi di 20 anni. Tutte le età nel testo sono indicate come anni calendario antecedenti al 2000 d.C. (b2k).

3.3 Analisi Statistiche

Il nostro scopo primario nella ricostruzione dell’evoluzione climatica dell’Olocene è verificare se i cambiamenti su scale decennali e secolari siano coerenti a livello regionale (es., Geirsdóttir et al., 2013). Questo lavoro richiede registrazioni continue da diversi bacini idrografici, considerando l’elevato numero di proxy climatici altamente risoluti derivati dai record dei sedimenti dei sette laghi. Ci interessa soprattutto determinare se vi sia concordanza o meno nelle tendenze osservate nei dati. Per confrontare le variabili sia all’interno di un singolo lago che tra diversi laghi, abbiamo normalizzato i dati ricampionati (n = 3478) affinché (1) tutte le variabili avessero lo stesso peso (media = 0±1) e (2) fossero chiarite le differenze tra i laghi, potenzialmente dovute a gradienti climatici.

Per valutare le connessioni tra i proxy lacustri, abbiamo impiegato l’analisi fattoriale in modalità R sulla matrice di dati 6 × 3478 (Davis, 1986; Aabel, 2016) per esaminare i record dei proxy come indicatori di cambiamento climatico regionale piuttosto che come condizioni ambientali specifiche del sito che potrebbero non essere correlate ai parametri climatici regionali. L’analisi fattoriale isola il segnale predominante (prima componente principale, PC), e la varianza spiegata insieme ai punteggi fattoriali di ciascun lago danno una misura di quanto i vari siti siano associati a questo segnale principale, permettendo così di valutare il ruolo di un singolo proxy come indicatore delle variazioni climatiche.

4 Risultati e interpretazione

4.1 Misurazioni proxy e i record compositi dell’Olocene I compositi multi-proxy per ciascun lago riducono i segnali specifici del proxy all’interno di ogni lago, amplificando al contempo quei segnali che sono registrati dalla maggior parte o da tutti i proxy (Fig. 3a). Isolando il record composito di ciascun lago individuale, viene preservato il segnale dei processi specifici del bacino di raccolta all’interno di ogni record del lago, ciò valida il nostro confronto tra differenti bacini idrografici per testare un segnale regionale, su scala dell’intera Islanda.

4.2 Risultati delle analisi fattoriali

Utilizziamo il confronto statistico tra le nostre ricostruzioni basate sui proxy provenienti dai laghi al fine di valutare quantitativamente la loro correlazione nel tempo e, per inferenza, la loro utilità come proxy per il clima regionale. I risultati (Tabella 2) indicano che il primo fattore spiega il 56,9% della varianza ed ha carichi (associazioni) elevati con cinque dei proxy. MS e δ¹⁵N sono positivamente correlati con questo asse mentre TC (carbonio totale), BSi, e δ¹³C presentano forti carichi negativi. Le comunalità, una misura dell’informazione condivisa (Davis, 1986; Aabel, 2016), sono elevate per tutti e sei i proxy, con δ¹⁵N che presenta il più alto valore di unicità (rumore). Un ulteriore 19,5% della varianza è spiegato dal secondo fattore, che rappresenta principalmente una misura del rapporto C/N. L’analisi fattoriale Varimax (Tabella 2) non determina cambiamenti significativi nei ranking o nel segno dei proxy, ad eccezione per BSi, che ora presenta il carico più forte sul fattore 1. I primi due fattori spiegano il 76,4% dei dati, indicando che la maggior parte della varianza nel dataset può essere spiegata da questi fattori e che i sette record dei sedimenti lacustri stanno mostrando un segnale simile.

Un grafico dei punteggi dei fattori (Fig. 4), etichettato per ciascuno dei sette laghi, mostra un chiaro gradiente ambientale lungo l’asse del primo fattore e una divisione meno marcata, ma comunque evidente, sull’asse del secondo fattore, ad esempio tra HVT e HAK (Fig. 4). Questi raggruppamenti distinti riflettono la scalatura combinata di ciascuna delle 3478 misurazioni per proxy. Le analogie nei tempi e nelle direzioni delle variazioni dei proxy climatici conservati in tutti e sette i composti, i nostri modelli di età affidabili e le comunalità (Tabella 2) ci consentono di prendere in considerazione tutti e sette i record compositi dei laghi e generare un’unica serie temporale (Fig. 5a). Rispetto al nostro composito precedente (Geirsdóttir et al., 2013), il composito dei sette laghi è praticamente identico, indicando che tutti i laghi hanno vissuto storie climatiche simili con processi specifici del bacino sovrapposti relativamente minori (Fig. 5a). Inoltre, i risultati delle analisi dei fattori suggeriscono che, oltre a un composito di tutti i proxy dei sette laghi, un semplice composito di solo BSi (calore relativo di primavera/estate; per esempio, Geirsdóttir et al., 2009b) e C/N (attività di freddo o erosione) può migliorare la nostra comprensione dell’evoluzione del clima olocenico in Islanda e distinguere le risposte dei bacini idrografici (C/N) ai cambiamenti climatici e alla forzatura termica (BSi). Un confronto di tali ricostruzioni con il composito di tutti i proxy/tutti i laghi è rappresentato nelle Fig. 5b e c.

la Figura 3 consiste di due pannelli che mostrano grafici di record compositi normalizzati ricavati dalle analisi di proxy sedimentari provenienti da sette diversi laghi:

(a) Il pannello a sinistra (a) illustra i record compositi normalizzati di vari proxy ambientali raccolti dai sedimenti dei sette laghi. La normalizzazione è un processo statistico che consente di rendere i dati provenienti da fonti diverse confrontabili su una scala comune, spesso trasformando i dati in deviazioni standard dal loro valore medio. Questo grafico evidenzia due importanti eventi tefrostratigrafici correlati alle eruzioni del vulcano Hekla, conosciuti come Hekla 4 (H4; avvenuta circa 4200 anni fa) e Hekla 3 (H3; avvenuta circa 3000 anni fa), indicati da linee tratteggiate arancioni. Le linee tratteggiate blu rappresentano cambiamenti distinti nei record compositi che si verificano a 5500, 4500 e 1500 anni fa. Questi potrebbero corrispondere a transizioni climatiche o ecologiche registrate nei sedimenti dei laghi.

(b) Il pannello a destra (b) mostra i record compositi normalizzati specificamente per il biossido di silicio (BSi), un proxy spesso utilizzato per inferire la produttività primaria passata, in particolare di organismi silicei come le diatomee. Anche in questo caso, gli eventi di Hekla 4 e Hekla 3 sono segnati con linee tratteggiate arancioni. I cambiamenti rilevati nelle linee tratteggiate blu a 5500, 4500 e 1500 anni fa potrebbero indicare variazioni significative nel regime termico stagionale (primavera/estate) del lago, come ad esempio cambiamenti nella produttività delle diatomee in risposta a variazioni climatiche.

L’asse verticale (y) dei grafici rappresenta i valori normalizzati dei proxy, che quantificano le variazioni dei parametri ambientali o climatici registrati nei sedimenti lacustri. L’asse orizzontale (x) rappresenta il tempo, espresso in migliaia di anni calibrati prima del 2000 (ka). Attraverso questi grafici, gli scienziati possono identificare modelli temporali di variazione ambientale e correlare tali modelli con eventi noti, come le eruzioni vulcaniche, o con cambiamenti climatici più generali durante l’Olocene.

La Tabella 2 è un riepilogo dei risultati di un’analisi fattoriale condotta su un insieme di proxy ambientali o climatici. Qui, ciascun proxy è esaminato per la sua relazione con i fattori nascosti che potrebbero spiegare i pattern osservati nei dati. Ecco una spiegazione dettagliata utilizzando terminologia scientifica e precisando gli apici e pedici dove necessario:

• Etichette dei Proxy (Object label): Queste sono le variabili indipendenti misurate che includono:
  • MS: Suscettibilità Magnetica (Magnetic Susceptibility)
  • C/N: Rapporto tra Carbonio e Azoto (Carbon/Nitrogen ratio)
  • TC: Carbonio Totale (Total Carbon)
  • BSi: Silice Biogenica (Biogenic Silica)
  • δ¹³C: Rapporto isotopico del carbonio-13 rispetto al carbonio-12
  • δ¹⁵N: Rapporto isotopico dell’azoto-15 rispetto all’azoto-14
• Fattore 1, Fattore 2, Fattore 3: Ogni colonna rappresenta un fattore latente estratto dall’analisi e i valori sono i carichi fattoriali per ciascun proxy, che quantificano la forza e la direzione della relazione tra il proxy e il fattore. Per esempio, un carico di 0.7936 per MS su Fattore 1 suggerisce una forte correlazione positiva tra MS e il costrutto rappresentato da Fattore 1.
• Comunalità: Questo valore indica quanto della varianza in ciascun proxy è spiegato dai fattori comuni. Un valore di 0.9321 per MS implica che una grande parte della varianza di MS è spiegata dai tre fattori estratti.
• Unicità: Mostra la varianza che è unica per ciascun proxy e non spiegata dai fattori. Ad esempio, per MS, solo lo 0.0679 della varianza è unico e non condiviso con i fattori estratti.
• Varimax Fattore 1, 2, 3: Dopo l’applicazione della rotazione Varimax, una tecnica che rende i fattori più interpretabili rendendo i carichi fattoriali più alti per alcuni proxy e più bassi per altri, si ottengono nuovi valori di carico. La rotazione Varimax non cambia la quantità di varianza spiegata dai fattori, ma può rendere più chiara la struttura fattoriale.
• Autovalore (Eigenvalue): Rappresenta la quantità di varianza totale attribuibile a ciascun fattore. Per esempio, il primo fattore ha un autovalore di 3.4128, che suggerisce che da solo spiega una quantità significativa della varianza totale nei dati.
• Varianza (%): La percentuale della varianza totale dei dati che è spiegata da ciascun fattore. Il primo fattore spiega il 56.880% della varianza totale.
• Varianza cumulativa (cum. %): Mostra la varianza totale accumulata spiegata sommando i fattori. Dopo tre fattori, l’85.8714% della varianza totale è spiegata.
• In termini scientifici, la Tabella 2 ci informa su come le varie misure proxy si aggregano in pattern che possono essere interpretati come fattori sottostanti influenzando i record ambientali. Questi fattori possono corrispondere a fenomeni fisici, chimici o biologici che influenzano i sistemi lacustri da cui sono stati raccolti i dati dei proxy.

La Figura 4 è un grafico di dispersione bidimensionale che rappresenta i punteggi fattoriali per due fattori principali derivati da un’analisi fattoriale, come riferito nella Tabella 2.

• Asse X (Factor 1): Questo asse rappresenta i punteggi fattoriali per il primo fattore, che, secondo la Tabella 2, spiega la maggior parte della varianza nei dati dei proxy. I valori lungo l’asse X indicano quindi quanto ogni campione sia influenzato dal pattern o dal processo ambientale rappresentato dal Fattore 1.
• Asse Y (Factor 2): Analogamente, questo asse rappresenta i punteggi per il secondo fattore. Questo fattore spiega una porzione minore della varianza rispetto al Fattore 1 ma rappresenta comunque un pattern significativo nei dati.

Ogni punto nel grafico corrisponde a un singolo campione o a un insieme di dati da un sito specifico. I diversi colori e simboli utilizzati per i punti probabilmente rappresentano i dati provenienti dai diversi laghi, come indicato dalle etichette nel grafico (ad esempio, “HAK”, “ARN”, “TORF”, ecc.). La prossimità dei punti nel grafico suggerisce una similitudine nei profili dei dati basati sui fattori analizzati. Se i punti sono raggruppati vicino a un’etichetta di lago, significa che i campioni da quel lago hanno caratteristiche simili in termini dei fattori estratti.

La mappa in alto a destra mostra l’ubicazione geografica dei laghi in Islanda, fornendo un contesto spaziale per i dati rappresentati nel grafico. La distanza tra i punti nel grafico di dispersione può suggerire differenze ambientali o di risposta ai cambiamenti climatici tra i siti. Ad esempio, se i punti che rappresentano un lago specifico sono distanti da altri, ciò potrebbe indicare che il lago ha una storia climatica o una risposta ambientale unica rispetto agli altri laghi.

In sintesi, la Figura 4 visualizza la relazione multidimensionale tra i campioni in base ai fattori estratti, che aiuta a discernere pattern complessi e a interpretare la variabilità ambientale o climatica attraverso diversi siti in Islanda.

La Figura 5 illustra tre grafici temporali che mettono a confronto diversi set di record compositi provenienti da studi di paleoclimatologia basati sui sedimenti di sette laghi.

(a) Il pannello superiore (a) mostra il record composito che combina tutti i dati proxy dei sette laghi e li confronta con un record composito derivato solo da due laghi, come pubblicato nello studio di Geirsdóttir et al. nel 2013. Le curve rappresentate indicano la variazione dei proxy nel tempo su scala calibrata (anni prima del 2000, o ‘b2k’). Questo confronto mira a validare l’affidabilità dei record compositi includendo più dati lacustri, mostrando consistenza o discrepanze tra i set di dati.

(b) Il pannello centrale (b) confronta il record composito di silice biogenica (Biogenic Silica, BSi) di tutti e sette i laghi con il record composito che include tutti i proxy utilizzati negli stessi sette laghi. La silice biogenica è spesso utilizzata come indicatore di produttività primaria passata e condizioni di nutrienti nei laghi. La corrispondenza o divergenza delle due linee può indicare quanto il BSi da solo possa rappresentare il segnale complessivo dei vari proxy.

(c) Il pannello inferiore (c) mostra il confronto tra due proxy specifici: la silice biogenica (BSi) e il rapporto carbonio/azoto (C/N), entrambi derivati dalla combinazione dei dati di tutti e sette i laghi. Il rapporto C/N è spesso utilizzato come indicatore del tipo di materia organica e può riflettere cambiamenti nella vegetazione o nel regime di sedimentazione. Confrontare il BSi con il C/N può fornire intuizioni sull’interazione tra la produttività biologica e i cambiamenti nei contributi della materia organica nei laghi nel corso del tempo.

Le linee tratteggiate indicano cambiamenti significativi (‘step changes’) nei record, che sono momenti di transizioni paleoambientali o paleoclimatiche identificati nei dati sedimentari. Specificamente, gli eventi Hekla 4 (H4) e Hekla 3 (H3) sono marcatori temporali di notevoli eruzioni vulcaniche che hanno influenzato l’ambiente e potenzialmente il clima regionale.

I record mostrano variazioni temporali che possono essere correlate a eventi climatici, eruzioni vulcaniche, o altri processi ambientali che hanno avuto impatti registrabili nei sedimenti lacustri. Analizzando queste curve, i paleoclimatologi possono dedurre la dinamica climatica passata, interpretare come diversi proxy rispondano a eventi specifici, e migliorare la comprensione delle risposte ambientali regionali a forzanti globali e locali.

5 Discussione

5.1 L’evento del 4.2 ka in Islanda e il ruolo del vulcanismo

La tendenza generale (di primo ordine) dei composti di tutti i proxy dei sette laghi e dei composti di BSi segue il ciclo orbitale dell’insolazione estiva attraverso l’emisfero settentrionale dopo il picco di insolazione avvenuto circa 11 ka (Fig. 5b, c). Sovrapposti alla tendenza decrescente di primo ordine nella temperatura relativa inferita dal BSi composito, si osservano cambiamenti step approssimativamente a 5.5, 4.5, 3 e 1.5 ka, con le temperature più basse che culminano durante la Piccola Età Glaciale (LIA) tra 0.7 e 0.1 ka. Tuttavia, il passo più evidente circa 4.5–4.0 ka è il primo cambiamento step distinto che può essere correlato tra tutti i record dei sette laghi (Fig. 3b). Questo lasso di tempo abbraccia il ben noto evento di circa 4.2 ka identificato come un periodo di cambiamento climatico improvviso in altre regioni del globo, manifestato da condizioni di aridità pronunciate che hanno portato al collasso di società importanti nel Mediterraneo Orientale (es., Weiss, 2016, 2017; Weiss et al., 1993; Cullen et al., 2000) e condizioni più fredde e/o più umide a maggiori altitudini nelle Alpi (Zanchetta et al., 2011, 2016). Tuttavia, a seconda del proxy e/o della località scelta, le età radiometriche che vincolano questi record al di fuori dell’Islanda segnalano un intervallo temporale molto più esteso, da 4.5 a 3.5 ka (Gasse, 2000; Wang et al., 2016; LeRoy et al., 2017; Railsback et al., 2018). Determinare se il periodo di significativo cambiamento climatico in Islanda tra 4.5 e 4.0 ka sia collegato alle manifestazioni globali dell’evento climatico del 4.2 ka rimane una questione irrisolta.

Due passaggi verso il raffreddamento nei record lacustri islandesi coincidono con due delle più grandi eruzioni esplosive dell’Olocene in Islanda: Hekla 4 (3826 ± 12¹⁴C BP/4197 anni calibrati BP; Dugmore et al., 1995) e Hekla 3 (2879 ± 34¹⁴C BP/3006 anni calibrati BP; Dugmore et al., 1995). Entrambe queste eruzioni dell’Hekla hanno depositato almeno 1 cm di tefra su oltre l’80% della superficie islandese e sono importanti marcatori tefrocronologici in tutta Europa e, in particolare, un punto di riferimento tra la maggior parte dei nostri record di sedimenti lacustri.

Poiché la caduta di tefra da queste eruzioni ha probabilmente interrotto gli ecosistemi locali (Larsen et al., 2011; Christensen, 2013; Eddudóttir et al., 2017), è possibile che esse abbiano indotto nei record sedimentari lacustri islandesi una falsa indicazione di condizioni più fredde, dovuta all’erosione terrestre indotta (un rapporto C/N più elevato), che normalmente si attribuirebbe a periodi di inverni freddi e ventosi. Tuttavia, la tefra di Hekla 4 e Hekla 3 non è stata rinvenuta né nel lago SKR né nel lago TRK (due laghi situati intorno a Drangajökull nel nord-ovest dell’Islanda), di conseguenza i record proxy di questi due laghi forniscono evidenza inequivocabile di un raffreddamento in questi periodi non correlato a perturbazioni del bacino idrografico indotte dalla tefra o erosione del suolo (Harning et al., 2018a, b).

Riguardo ai potenziali cambiamenti climatici e di temperatura regionali provocati dall’eruzione dell’Hekla 4, la maggior parte della tefra emessa consisteva in cenere fine o molto fine con un tempo di permanenza in atmosfera presumibilmente dell’ordine di giorni o settimane. Ciò potrebbe condurre a un impatto significativo su scala locale e regionale, su un arco temporale che va da settimane a circa 3 anni. Il volume di tefra è stimato essere di 13,3 km³ (1,8 km³ calcolato come roccia compatta) depositato da una colonna eruttiva alta oltre 30 km, rendendolo un evento della categoria VEI 5 (Stevenson et al., 2015).

Sebbene la nube di aerosol prodotta dall’eruzione dell’Hekla 4 abbia avuto una copertura almeno emisferica, il suo impatto sulle proprietà atmosferiche e sui processi sarebbe stato minimo, come indicano i dati che mostrano il magma dell’Hekla 4 contenesse solo circa 20-70 ppm di SO2 (per esempio, Portnyagin et al., 2012), in confronto, ad esempio, all’eruzione del Laki del 1783-1784 in Islanda, che rilasciò 1600 ppm (Thordarson et al., 1996). D’altra parte, il magma dell’Hekla 4 avrebbe rilasciato tra 500 e 1000 ppm di Cl (a confronto, il Laki ne rilasciò 310 ppm) e 1300-1600 ppm di F (il Laki, 660 ppm). Anche se il rilascio atmosferico di zolfo fu trascurabile (<0,5 Tg), le emissioni di alogeni sarebbero state rilevanti, dell’ordine di 10-15 Tg (Sverrisdóttir et al., 2007; Portnyagin et al., 2012; Stevenson et al., 2015). Pertanto, gli alogeni immessi nella stratosfera dall’eruzione dell’Hekla 4 potrebbero aver comportato una riduzione dell’ozono a scala emisferica e quindi un raffreddamento stratosferico dello stesso ordine di grandezza. Tuttavia, resta ancora sconosciuto come tale raffreddamento si sia tradotto in un abbassamento delle temperature in superficie e nei cambiamenti associati nei sistemi meteorologici della troposfera.

Sebbene l’origine e l’impatto climatico dell’evento di 4.2 ka rimangano scarsamente compresi, è stato precedentemente collegato sia al vulcanismo (ad esempio, Antoniades et al., 2018) sia ai cambiamenti nella circolazione oceanica-atmosferica dell’Atlantico settentrionale (Bond et al., 2001; Bianchi e McCave, 1999; deMenocal, 2001). La simultaneità temporale di eventi freddi ad alte latitudini nell’emisfero settentrionale in questo periodo supporta ulteriormente l’ipotesi di uno spostamento climatico temporaneo attorno all’Atlantico settentrionale, probabilmente associato a variazioni millenarie nella Circolazione Meridionale Atlantica di Ritorno (AMOC) e/o nel giro subpolare (ad esempio, Risebrobakken et al., 2011; Thornalley et al., 2009; Trouet et al., 2009; Orme et al., 2018; Moreno-Chamarro et al., 2017; Zhong et al., 2018).

I possibili contributi ai cambiamenti climatici locali e/o emisferici derivanti dal degassamento del magma dell’Hekla 4, tuttavia, rimangono un tema di ulteriore ricerca.

La Figura 6 mostra tre serie temporali di proxy geochimici estratti dai sedimenti di fondale di diversi laghi in Islanda, con l’intento di interpretare le variazioni ambientali e climatiche del passato.

(a) Il grafico in alto (a) mette a confronto le concentrazioni di silice biogenica (BSi) e il rapporto carbonio/azoto (C/N) nei sedimenti del lago HVT e del lago Lögurinn. La BSi è utilizzata come proxy per la produttività primaria, specialmente quella delle diatomee, le quali costruiscono le loro strutture con la silice e sono più abbondanti in condizioni di maggiori nutrienti e temperature ottimali. Il rapporto C/N è indicativo della composizione della materia organica sedimentaria; valori elevati possono suggerire una maggiore proporzione di materia organica di origine terrestre rispetto a quella algale o acquatica, che di solito ha valori più bassi di C/N.

(b) Il grafico centrale (b) presenta i dati di BSi e C/N specificamente per il lago Lögurinn. Le fluttuazioni nei due proxy possono riflettere cambiamenti nella produttività del lago e nei contributi di materia organica derivanti dall’erosione terrestre nel bacino idrografico del lago.

(c) Il grafico inferiore (c) illustra la serie temporale del solo BSi per il lago TRK. La mancanza di dati C/N potrebbe indicare una focalizzazione sulla produttività biologica delle diatomee in questo particolare lago, senza l’analisi parallela delle variazioni nella composizione della materia organica.

Le barre ombreggiate in blu segnalano l’inizio della crescita dei ghiacciai nei bacini idrografici dei rispettivi laghi, che può essere interpretato come un indicatore di raffreddamento climatico o di un aumento delle precipitazioni. Tali eventi sono rilevanti perché l’avanzamento dei ghiacciai può alterare la dinamica del bacino idrografico del lago, influenzando i tassi di erosione e di consegna di materia organica e nutrienti, che a loro volta possono influire sui record dei proxy BSi e C/N.

L’analisi di questi dati consente ai paleoclimatologi e ai geochimici di dedurre le interazioni tra clima, ecologia lacustre e dinamica dei ghiacciai nel tempo, e di correlare queste variazioni con eventi noti di cambiamento climatico a scala regionale o globale.

5.2 Declino e crescita dei ghiacciai islandesi durante l’Olocene

Due dei nostri laghi, HVT e TRK, sono attualmente laghi glaciali che consentono ai loro record sedimentari di tracciare l’attività dei ghiacciai Langjökull e Drangajökull durante i periodi in cui queste calotte glaciali raggiungono dimensioni sufficienti per occupare i rispettivi bacini dei laghi (Fig. 2, 6). Di conseguenza, i proxy climatici in questi sedimenti lacustri registrano la crescita e il declino di un ghiacciaio a monte (per esempio, Briner et al., 2010; Larsen et al., 2012; Harning et al., 2018b). Entrambi i record sedimentari dei laghi dimostrano che i ghiacci sono scomparsi dai loro bacini prima di 9 ka (Larsen et al., 2012; Harning et al., 2016b, 2018b). Inoltre, analisi sedimentologiche dettagliate di HVT indicano che il lago non ha ricevuto acque di fusione glaciali tra 7.9 e 5.5 ka (Larsen et al., 2012). Gli esperimenti di modellazione dei ghiacciai mostrano che il declino di Langjökull e Drangajökull durante l’Olocene precoce richiedeva che le temperature estive aumentassero di circa 3°C al di sopra della media di fine ventesimo secolo in quel periodo (Flowers et al., 2008; Anderson et al., 2018).

A 5.5 ka, le analisi sedimentologiche di HVT (aumento del tasso di accumulo dei sedimenti, valori più elevati di suscettibilità magnetica e diminuita produttività biologica) mostrano il primo cambiamento brusco verso condizioni più fredde e l’occupazione del bacino del lago da parte del ghiacciaio (Larsen et al., 2011; Fig. 3a, b). Anche il modello di ghiacciaio accoppiato idrologicamente utilizzato per simulare l’evoluzione di Langjökull durante l’Olocene registra l’inizio della calotta glaciale moderna prima di 5 ka (Flowers et al., 2008), coincidendo con il primo cambiamento brusco nei record di BSi, suscettibilità magnetica e tasso di accumulo dei sedimenti (Fig. 6a).

Il secondo cambiamento significativo presso HVT, avvenuto tra 4.5 e 4.0 ka verso un clima più freddo, non si manifesta solo in una soppressione della produttività algale e un incremento dell’instabilità del paesaggio, ma anche in un passaggio da sedimenti debolmente stratificati a finemente laminati, segnando l’inizio del dominio glaciale-lacustre nel bacino di HVT. Il livello di tefra prodotto dall’eruzione esplosiva dell’Hekla 4, datato a circa 4.2 ka, segna il punto più alto di questo secondo cambiamento verso un clima più freddo iniziato intorno a 4.5 ka. Intorno a 3 ka, HVT ha sviluppato il primo record sedimentario chiaramente varvato, rispecchiando un incremento dell’attività glaciale nel bacino (Larsen et al., 2011). Questo coincide ancora una volta con l’eruzione dell’Hekla a 3 ka e la deposizione della tefra Hekla 3. In entrambi i casi dell’Hekla, l’impatto della tefra nel bacino di HVT è stato in precedenza associato a un aumento dell’erosione del suolo, come si riflette nel record del rapporto C/N (Larsen et al., 2011, 2012), che potrebbe offuscare gli effetti del raffreddamento globale relativo all’evento di 4.2 ka al tempo dell’eruzione dell’Hekla 4. Tuttavia, gli impatti potenziali derivanti dal degassamento del magma dell’Hekla 4 potrebbero aver contribuito al gradino di raffreddamento non lineare, risultando in una crescita successiva di Langjökull sotto un contesto di riduzione dell’insolazione estiva. Il più marcato declino nella produttività algale (BSi in HVT) e il più alto tasso di avanzamento del ghiacciaio (Larsen et al., 2011) hanno avuto inizio più tardi, tra 1.8 e 1.5 ka, e hanno raggiunto il picco durante la Piccola Età Glaciale (Fig. 6a). Questo schema è corroborato dalle simulazioni glaciali numeriche, le quali suggeriscono che Langjökull abbia raggiunto il suo volume massimo durante la Piccola Età Glaciale; dapprima intorno al 1840 d.C. e successivamente intorno al 1890 d.C. quando le temperature stimavano un calo di 1.5 °C rispetto alla media del periodo 1960-1990 (Flowers et al., 2007) (Fig. 6c).

A differenza di HVT, il ghiaccio del ghiacciaio non ha raggiunto il bacino del Tröllkonuvatn fino a 1 ka, come dimostrato dall’assenza di sedimenti clastici derivati dallo scioglimento nelle acque del lago tra 9 e 1 ka (Harning et al., 2018b). Tuttavia, il Drangajökull era attivamente in espansione in un altro bacino lacustre limite sul suo attuale margine sudorientale già da almeno 2,3 ka (Harning et al., 2016a). Ulteriori prove degli avanzamenti del tardo Olocene del Drangajökull derivano dalle datazioni al radiocarbonio (¹⁴C) su vegetazione morta che emerge dagli attuali margini di ghiaccio in ritirata, nord e sud, che definiscono i tempi dell’espansione persistente del margine glaciale in queste località (Harning et al., 2016a, 2018b). I record dei laghi di soglia, combinati con la vegetazione morta datata al ¹⁴C, individuano cinque periodi di aumento delle dimensioni della calotta glaciale intorno a 2,3, 1,8, 1,4, 1 e 0,5 ka, dove gli ultimi due avanzamenti del margine glaciale (1 e 0,5 ka) sono interpretati dai record sedimentari del Tröllkonuvatn. Questi periodi di crescita glaciale sono associati a diminuzioni di BSi e ad un aumento di C/N, suggerendo che il cambiamento climatico regionale sia il principale fattore di controllo (Harning et al., 2018b). Le simulazioni numeriche di Anderson et al. (2018) confermano l’apparizione nel tardo Olocene del Drangajökull, la sua successiva espansione e le dimensioni massime tra 0,5 e 0,3 ka, con temperature probabilmente da 1,0 a 1,2 °C inferiori alla temperatura di riferimento del 1960-1990.

Striberger et al. (2012) hanno studiato i sedimenti del lago Lögurinn, alimentato da un ghiacciaio, nell’Islanda orientale, per dedurre la variabilità delle acque di fusione oloceniche dell’Eyjabakkajökull, un ghiacciaio di tipo surgete del NE del Vatnajökull (Fig. 2, 6b). I risultati indicano che l’Eyjabakkajökull aveva cessato di convogliare l’acqua di fusione glaciale al lago già 9,0 ka fa e che le dimensioni del ghiacciaio erano notevolmente ridotte rispetto ad oggi in quel periodo. Il ritorno dell’acqua di fusione glaciale nel lago intorno a 4,4 ka segnala la ricrescita dell’Eyjabakkajökull nel bacino del Lögurinn e un periodo libero da ghiacciai di quasi 5000 anni lungo il NE del Vatnajökull durante l’inizio e la metà dell’Olocene. Dopo il 4,4 ka, il record di BSi del Lago Lögurinn riflette una notevole e continua diminuzione della produttività acquatica fino alla Piccola Età Glaciale (LIA), che interpretiamo come riflessione di un continuo raffreddamento estivo nel tardo Olocene. Sebbene l’aumento dei sedimenti di origine glaciale possa diluire il segnale BSi, una qualsiasi interpretazione (riduzione di BSi o aumento dei sedimenti glaciale) o una combinazione di entrambi suggeriscono che anche l’Eyjabakkajökull abbia raggiunto la sua massima estensione olocenica durante la LIA (Striberger et al., 2012).

I risultati delle analisi dei fattori mostrano un chiaro gradiente lungo l’asse del primo fattore (Biogeno siliceo, BSi) e una divisione meno marcata, ma comunque evidente, sull’asse del secondo fattore (rapporto Carbonio/Azoto, C/N). Il fatto che questa tendenza sia particolarmente marcata tra HVT, il lago glaciale situato nelle alture, e HAK, il lago costiero non glaciale dell’Islanda occidentale, conferma la nostra interpretazione precedente (per esempio, Geirsdóttir et al., 2013) secondo cui questi due laghi rappresentano gli estremi di risposte combinate di proxy alle forze dell’Olocene medio e tardivo verso estati più fredde. Si notano grandi somiglianze tra i due laghi situati nelle alture (HVT e ARN), entrambi all’interno della zona vulcanica islandese ai lati opposti del Langjökull (Fig. 2), sebbene attualmente solo HVT sia influenzato dal ghiacciaio (Larsen et al., 2012; Gunnarson, 2017). È importante sottolineare che entrambi i record mostrano tempistiche e direzioni simili per le perturbazioni più evidenti durante l’Olocene medio e tardivo (Fig. 3a, b). Analogamente, i laghi costieri HAK, TORF e SKR condividono caratteristiche comuni, con punteggiature più attenuate rispetto ai laghi delle alture, suggerendo forse un maggiore impatto della temperatura della superficie del mare circostante e della sua inerzia termica caratteristica. Questo è supportato dalla somiglianza di questi record con le temperature della superficie marina (SST) basate su diatomee dal banco a nord dell’Islanda, in particolare riguardo al raffreddamento pronunciato che si è verificato in ritardo durante l’Olocene tardivo (Fig. 7; Jiang et al., 2015). TRK, sebbene sia anch’esso un lago glaciale, mostra più affinità con i laghi costieri che non con il lago glaciale HVT (Fig. 3a, b). Ciò è probabilmente dovuto alla sua posizione costiera condivisa, fuori dalla zona vulcanica attiva, con una minima influenza dalla maggior parte delle eruzioni vulcaniche (Harning et al., 2018b). Il lago più influenzato dal vulcanismo in Islanda è VGHV nelle pianure meridionali (Blair et al., 2015), e quindi sembra costituire un proprio gruppo nelle analisi dei fattori (Fig. 3a, b e Fig. 4).

Una spiegazione per i cambiamenti netti nel BSi (e altri proxy climatici) potrebbe essere parzialmente correlata a perturbazioni dovute al raffreddamento indotto da aerosol derivanti dal vulcanismo islandese e/o tropicale, che verosimilmente causerebbero brevi periodi di estati fredde, risultando in una diminuita produttività algale e un’accresciuta instabilità dei bacini idrografici (es. HVT, ARN, VGHV; Fig. 4). Tuttavia, dato che tutti i proxy climatici (tutti i composti) mostrano gravi perturbazioni simultaneamente (sebbene di magnitudo variabile), il loro mancato ritorno ai valori pre-perturbazione indica un cambiamento nella relazione tra il paesaggio e/o il clima successivo a ciascuna perturbazione. La diversa reazione del record delle aree alte/ghiacciate rispetto ai record dei laghi costieri indica differenze nella risposta dei processi specifici del bacino alla diminuzione delle temperature estive forzate orbitalmente, che dipende a sua volta dalla posizione geografica e dall’impatto delle acque circostanti (Fig. 6). Anche se il record sedimentario del lago delle pianure meridionali (VGHV) si discosta da questo schema, registra brevi perturbazioni dei proxy in seguito a importanti eruzioni islandesi, ma mostra una limitata instabilità prolungata (Blair et al., 2015). Il comportamento del record di VGHV potrebbe indicare l’influenza dell’attività vulcanica intermittente sui proxy, su uno sfondo di clima generalmente costante e “caldo” nelle pianure meridionali, indotto dalla Corrente di Irminger (IC; Fig. 1) che fluisce da est verso ovest a sud dell’Islanda. D’altra parte, i laghi costieri nel nord-ovest dell’Islanda potrebbero essere influenzati dalle variazioni delle temperature della superficie del mare (SST) della Corrente di Irminger dell’Islanda del Nord (NIIC; Fig. 1), più fredda e variabile. Tuttavia, è particolarmente rilevante il declino sincrono e accelerato dopo 1,5 ka riscontrato in tutti i record lacustri e l’aumento brusco concomitante del ghiaccio marino lungo la Piattaforma dell’Islanda del Nord (Fig. 7f).

La Figura 7 presenta un confronto tra un record composito ottenuto da sette laghi islandesi e diverse serie di dati paleoclimatici e proxy geochimici. Ogni pannello mostra una diversa metrica o proxy utilizzato per ricostruire variazioni ambientali e climatiche passate. Ecco una spiegazione dettagliata di ciascun pannello, includendo i simboli specifici come richiesto:

(a) 65° N Insolazione estiva (in milankovitch): Rappresenta la quantità di radiazione solare estiva ricevuta a 65 gradi di latitudine nord. L’insolazione è misurata in megajoules per metro quadrato (MJ/m²). Variazioni nell’insolazione sono state un motore primario per i cambiamenti climatici del passato, in particolare per le ere glaciali e interglaciali.

(b) Forzamento vulcanico (in W/m^-2): Mostra l’effetto raffreddante sul clima globale dovuto alle eruzioni vulcaniche, misurato in watt per metro quadrato (W/m^-2). Dopo un’eruzione vulcanica, aerosol e ceneri possono ridurre l’irraggiamento solare che raggiunge la superficie terrestre, portando a un abbassamento delle temperature.

(c) SST basate su diatomee da MD99-2275: Questo grafico traccia le variazioni storicamente ricostruite della Temperatura della Superficie del Mare (SST) vicino all’Islanda, come dedotte dall’analisi delle comunità di diatomee nei sedimenti marini.

(d) Record dei carotaggi di ghiaccio di Renland-Agassiz in Groenlandia (registro normalizzato δ¹⁸O e la sua varianza): I rapporti isotopici dell’ossigeno (δ¹⁸O) sono usati come proxy per le temperature passate. Valori più bassi indicano temperature più fredde e sono spesso associati a periodi glaciali.

(e) Quarzo (normalizzato) da MD99-2269 come indicatore del ghiaccio marino nell’Atlantico Nord settentrionale: La presenza di quarzo nei sedimenti marini è un indicatore delle condizioni passate di ghiaccio marino, poiché il quarzo può essere trasportato e depositato dal ghiaccio galleggiante.

(f) Record IP25 del ghiaccio marino: L’IP25 è un biomarcatore organico che indica la presenza di ghiaccio marino. Livelli elevati di IP25 sono associati a una maggiore copertura di ghiaccio marino.

(g) BSi nei laghi costieri (SKR, TRK, TORF, e HAK): Questo pannello mostra la concentrazione di silice biogenica (BSi), un indicatore di produttività biologica, nei laghi costieri.

(h) BSi nei laghi delle alture (HVT+ARN): Questo pannello mostra il BSi per i laghi situati nelle regioni elevate dell’Islanda, dove si trovano i ghiacciai.

(i) BSi in tutti i laghi: Una combinazione dei dati di BSi di tutti i laghi studiati.

Le linee tratteggiate blu segnalano momenti di cambiamento netto nei record dei laghi islandesi a 5.5, 4.5, e 1.5 ka (migliaia di anni fa). Le linee tratteggiate arancioni indicano i tempi delle eruzioni vulcaniche di Hekla 4 e Hekla 3, eventi che potrebbero aver avuto un impatto climatico significativo.

L’analisi sincronica di queste diverse serie di dati fornisce una visione complessiva di come i cambiamenti climatici e gli eventi vulcanici hanno influenzato l’ambiente islandese nel corso del tempo, con particolare attenzione alla produttività algale (riflessa nel BSi), la copertura di ghiaccio marino e le temperature della superficie marina, tutti fattori che possono essere sensibili sia alle variazioni naturali del clima che agli impatti umani.

5.3 L’“avvio” della neoglaciazione

Il confronto delle prime indicazioni di abbassamento delle temperature e della formazione di ghiacciai dopo il Massimo Termico Olocenico (HTM) nelle regioni terrestri nell’area e nei dintorni dell’Atlantico Nord settentrionale rivela alcune somiglianze e mostra incrementi consistenti a livello regionale nelle velocità di raffreddamento su scala millenaria. Il declino monotono dell’insolazione estiva dell’Emisfero Settentrionale durante l’Olocene è stato molto probabilmente il fattore principale per la prima espansione della criosfera intorno a 5 ka, identificata sull’Isola di Baffin, nell’est della Groenlandia, nelle alture dell’Islanda, nell’ovest di Svalbard e nella Norvegia occidentale (Funder, 1978; Nesje et al., 2001; Jennings et al., 2002; Masson-Delmotte et al., 2005; Bakke et al., 2005a, b, 2010; Vinther et al., 2009; Larsen et al., 2012; Balascio et al., 2015; Solomina et al., 2015; Røthe et al., 2015, 2018; van der Bilt et al., 2015; Gjerde et al., 2016; Briner et al., 2016; Miller et al., 2017). Sebbene il graduale calo dell’insolazione estiva abbia progressivamente ridotto l’altitudine della linea di equilibrio dell’ELA (Equilibrium Line Altitude), l’evidente tendenza per gradini nei record islandesi e in altri intorno all’Atlantico Nord suggerisce che forti retroazioni locali e regionali hanno modulato la forza motrice primaria dell’insolazione. Il ritmo di espansione della criosfera a 4,5-4,0 ka e particolarmente dopo 1,5 ka documenta cambiamenti contemporanei nella regione dell’Atlantico Nord settentrionale.

Tale espansione episodica dei ghiacci non può essere spiegata solo dalla forzante dell’insolazione estiva e necessita di ulteriori forzanti o di variabilità climatica interna. Variazioni nella forza della circolazione termoalina, indebolimento del trasporto di calore verso nord dell’AMOC (Circolazione Meridionale Atlantica di Overturning) e/o un crescente influsso delle acque Artiche influenzano tutte queste località. Cambiamenti nella forza dell’AMOC e/o del giro subpolare e variazioni nell’estensione del ghiaccio marino Artico, con il relativo trasporto di calore meridionale verso l’Artico, sono stati associati a precedenti eventi di raffreddamento, in particolare durante gli ultimi 2 mila anni (Trouet et al., 2009, 2012; Lehner et al., 2013; Cabedo-Sanz et al., 2016; Moreno-Chamarro et al., 2017; Zhong et al., 2018).

L’intervallo temporale conosciuto come “neoglaciazione” è stato definito da Porter e Denton (1967) come “l’episodio climatico caratterizzato dalla rinascita e/o dalla crescita dei ghiacciai in seguito alla massima contrazione durante il periodo Ipsitermale [ora noto come HTM]”. Porter (2000) ha osservato che la neoglaciazione è un’unità geoclimatica basata su prove geologiche fisiche di espansione glaciale e che le prove palinologiche del cambiamento climatico erano escluse dalla definizione. L’uso della frase “inizio della neoglaciazione” nella letteratura è stato più ampio della definizione originale ed è comunemente attribuito alla prima indicazione palese di un abbassamento della temperatura o di un incremento del tasso di raffreddamento estivo, anziché semplicemente alla rinucleazione e/o espansione dei ghiacciai.

Seguendo la definizione di Porter (2000), l’avvento della neoglaciazione in Islanda basato sui nostri dati lacustri è avvenuto prima di 5.0 ka per il Langjökull, nonostante la crescita iniziale del Drangajökull si sia verificata molto più tardi, intorno a 2.3 ka. Ciò indica che la nucleazione spaziotemporale dei ghiacciai in Islanda è stata disomogenea e probabilmente rispecchia la relazione tra l’ELA (Altitudine della Linea di Equilibrio) regionale (controllata principalmente dalla temperatura estiva) e la topografia. La natura della topografia (vale a dire, l’ipsometria) determina la rapidità con cui il ghiacciaio si espanderà una volta che l’ELA si interseca con la topografia. Dato che la topografia sotto il Drangajökull è caratterizzata da un paesaggio simile ad un altopiano con una vasta area alla sua massima elevazione, il Drangajökull si espanderà rapidamente non appena l’ELA raggiungerà la topografia (Anderson et al., 2018).

Il modello attuale dell’ELA riflette i modelli di temperatura e precipitazioni in Islanda. Le differenze di temperatura dal sud al nord-ovest riflettono la direzione predominante dei venti e le temperature superficiali dell’oceano adiacenti. Anche le precipitazioni influenzano le ELA in Islanda, ma variano principalmente a causa dell’interazione della topografia locale con i venti dominanti (Crochet et al., 2007). Poiché i ghiacciai islandesi sono particolarmente sensibili alla temperatura, ci aspettiamo che il momento dell’inizio della glaciazione sia determinato dalla velocità con cui le temperature dell’Olocene sono calate dopo l’HTM e dalla configurazione topografica subglaciale di ciascuno dei calotti glaciali attuali dell’Islanda.

Le variazioni attuali dell’ELA (Equilibrium Line Altitude, o Linea di Equilibrio dell’Altitudine) sono particolarmente sensibili alla temperatura estiva. Assumendo che ciò valga per la maggior parte dell’Olocene, adottiamo un approccio semplice per definire l'”inizio” della neoglacializzazione in Islanda. Questo approccio si basa sul confronto dell’evoluzione olocenica del BSi (un indicatore delle variazioni della temperatura estiva) e del rapporto C/N (un indicatore delle variazioni della stabilità del bacino, che segue indipendentemente la temperatura estiva, influenzata dal vulcanismo) nei laghi costieri (SKR, TRK, TORF, HAK) e nei laghi d’alta quota (HVT, ARN) (Fig. 7). Nonostante i record lacustri multi-proxy documentino cambiamenti complessi nel clima terrestre e nelle fluttuazioni dei ghiacciai in Islanda durante l’Olocene medio e tardo, emergono schemi di cambiamento coerenti. Basandoci sulla nucleazione dei ghiacciai, i nostri dati indicano che l’inizio del raffreddamento neoglacialico si è verificato nelle alture dell’Islanda (Langjökull) circa 5,5 ka, dove l’ELA attuale è di circa 1170 m (Figg. 6a, 7). Questo raffreddamento è riflesso anche dal ritiro delle foreste tra 6000 e 4000 cal yr BP, come evidenziato dalla diminuzione dei conteggi di polline di Betula pubescens in un record lacustre delle alture nord-occidentali (Eddudóttir et al., 2016). Il tasso di crescita dei ghiacciai è probabilmente aumentato tra 4,5 e 4,0 ka, quando il NE Vatnajökull (ELA 1320 m) ha iniziato a formarsi (Fig. 6b), proseguendo intorno a 2,5 ka, con la nucleazione di Drangajökull (ELA 675 m) (Fig. 6c). In linea con questo scenario, è evidente una netta tendenza al raffreddamento di primo ordine in tutti e sette i laghi, compresi i composti di laghi d’alta quota (HVT, ARN) e costieri (SKR, TRK, TORF, HAK) (Fig. 7). I proxy nei laghi d’alta quota, HVT e ARN, mostrano una risposta più improvvisa e marcata all’abbassamento della temperatura, probabilmente a causa di un maggiore impatto di processi specifici del bacino (deposito di tefra e/o attività glaciale), mentre i laghi costieri mostrano una risposta più attenuata, riflettendo probabilmente l’effetto moderatore delle temperature della superficie del mare (SST) (Fig. 7). Questi laghi mostrano notevoli somiglianze non solo con il record di SST basato su diatomee dalla piattaforma a nord dell’Islanda (Jiang et al., 2015), ma anche con la ricostruzione del ghiaccio marino basata su IP₂₅ (Cabedo-Sanz et al., 2016) e il record di detriti trasportati dal ghiaccio (IRD) basato sui conteggi dei granuli di quarzo (Moros et al., 2006) (Fig. 7).

La ricostruzione del ghiaccio marino basata su IP₂₅ evidenzia un incremento intorno a ∼5 ka a partire da uno stato di base che ha inizio più indietro, a 8 ka, e si intensifica dopo 4,5 ka, in linea generale con la diminuzione dell’abbondanza di diatomee planctoniche e l’abbassamento delle SST (Temperature della Superficie del Mare) (Jiang et al., 2015) (Fig. 7). Ulteriori incrementi del ghiaccio alla deriva sono stati evidenti durante il tardo Olocene, dopo ∼3,3 ka, con un picco del ghiaccio marino dopo ∼1,0 ka e durante la Piccola Età del Ghiaccio (Moros et al., 2006; Cabedo-Sanz et al., 2016). L’intensificazione attorno a 4,5 ka osservata nei nostri record lacustri è in accordo con un aumento della forza dell’acqua polare fredda e dolce tramite la Corrente della Groenlandia Orientale (EGC; Fig. 1) a 4,5 ka nel nord Atlantico settentrionale, dedotta dalla diminuita abbondanza di foraminiferi planctonici (es. Andersen et al., 2004; Jennings et al., 2011; Ólafsdóttir et al., 2010; Kristjánsdóttir et al., 2016; Perner et al., 2015, 2016). Una ricostruzione delle SST basata su diatomee da un campione prelevato dal Bacino dell’Islanda a sud dell’Islanda mostra un marcato raffreddamento delle SST tra 4 e 2 ka, con temperature più calde prima di 4 ka ma anche tra 2 e 1,5 ka (Orme et al., 2018). Orme et al. (2018) attribuiscono principalmente l’intervallo freddo tra 4 e 2 ka a una modalità persistentemente negativa dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO) che ha causato il rafforzamento dei venti settentrionali a est della Groenlandia, che a sua volta ha intensificato la Corrente della Groenlandia Orientale, portando acqua artica fredda fino al Bacino dell’Islanda. Gli aumenti improvvisi di IP₂₅ intorno a ∼1,5 e 0,7 ka coincidono con l’aumentata velocità di raffreddamento identificata nel record di temperatura lacustre islandese, suggerendo un significativo accoppiamento tra i sistemi marini e terrestri nelle acque islandesi.

Da questa analisi, concludiamo che il principale motore che spiega le variazioni nei nostri proxy climatici è stato il calo dell’insolazione estiva, modulato dai cambiamenti nella circolazione oceanica e nelle temperature della superficie del mare (SST) associate, attorno alla costa dell’Islanda. Il vulcanismo esplosivo islandese, a prescindere dal fatto che abbia causato o meno la riduzione della temperatura, ha prodotto perturbazioni significative nei bacini dei laghi attraverso la deposizione di tefra, portando spesso al recupero dei sistemi dei bacini verso uno stato di equilibrio diverso.

6 Conclusioni

I risultati dalle analisi fattoriali di sei proxy climatici derivanti da sette registrazioni di sedimenti lacustri islandesi indicano che una composizione semplice di BSi (temperatura relativa di primavera/estate) e C/N (attività di freddo o erosione) contribuisce ad ampliare la nostra comprensione dell’evoluzione del clima olocenico in Islanda e a distinguere le risposte dei bacini idrografici ai cambiamenti climatici e alle forzanti di temperatura.

Il massimo termico dell’Olocene era sufficientemente caldo da portare a un’Islanda per lo più libera da ghiacci entro i 9 ka. Il costante declino dell’insolazione estiva dopo gli 11 ka, verosimilmente amplificato dalle risposte in altre parti della regione dell’Atlantico Nord, ha provocato cali delle temperature estive e la destabilizzazione dei bacini nei laghi non glaciale.

Sulla base dei nostri sette record lacustri, l’inizio della neoglacializzazione è registrato nelle altezze dell’Islanda (Langjökull) intorno ai 5,5 ka, quando la sua ELA ha intersecato la topografia subglaciale locale. La nucleazione ritardata del Vatnajökull nord-est (4,4 ka) e del Drangajökull (2,3 ka) può essere spiegata da soglie topografiche inferiori e dalla necessità di temperature estive più basse per che le ELA regionali intercettassero le loro rispettive topografie. Le nucleazioni glaciali da noi osservate coincidono tutte con il raffreddamento progressivo rispecchiato in tutti e sette i record di sedimenti lacustri.

L’espansione glaciale episodica tra 4,5 e 4,0 ka non può essere spiegata solo dalla forzante dell’insolazione estiva e richiede forze aggiuntive, probabilmente collegate alla circolazione oceanica e/o all’espansione del ghiaccio marino dell’Oceano Artico o alla variabilità climatica interna. La degassificazione magmatica dalle eruzioni islandesi locali potrebbe anche aver avuto un ruolo, ma necessita di ulteriori ricerche per essere confermata.

Il netto passaggio verso il raffreddamento tra 4,5 e 4,0 ka è statisticamente indistinguibile dall’evento globale ∼ 4,2 ka e coincide anche con Hekla 4, una delle eruzioni esplosive più grandi dell’Olocene in Islanda. Anche se la cenere generata dall’eruzione ha probabilmente interrotto la stabilità dei bacini locali in Islanda, il suo impatto sulle proprietà atmosferiche globali e sui processi sarebbe stato trascurabile a causa del basso contenuto di zolfo dell’eruzione.

I pattern di circolazione dell’Atlantico Nord (NAO e AMOC) hanno probabilmente influenzato il calo delle temperature in Islanda durante l’Olocene tardivo, modulando le forzanti simmetriche emisferiche (insolazione, irraggiamento e vulcanismo).