Mentre numerose ipotesi sono state formulate riguardo ai cambiamenti dei regimi ambientali e climatici glaciale-interglaciali nell’Oceano Artico, una visione complessiva sull’estensione degli strati di ghiaccio dell’emisfero nordico nel tardo Quaternario e il loro impatto sulla dinamica oceanica e del ghiaccio marino rimane ancora da definire. In questo contesto, il nostro obiettivo è fornire un contributo in questa direzione, presentando una panoramica della storia glaciale dell’Oceano Artico, basata sullo stato dell’arte delle conoscenze attuali ottenute tramite ricerche sul campo e studi cronologici, con un focus particolare sull’estensione degli strati di ghiaccio e le condizioni ambientali durante l’Ultimo Massimo Glaciale (LGM). Viene discussa e confrontata l’estensione massima degli strati di ghiaccio nel Quaternario rispetto all’LGM. Integrando i risultati recenti provenienti dai margini continentali dell’Artico e dal bacino centrale profondo, analizziamo l’estensione degli strati di ghiaccio e dei flussi glaciali attorno all’Oceano Artico, nonché le prove dell’esistenza di piattaforme di ghiaccio che si estendevano nel bacino centrale profondo. Mettiamo in luce le discrepanze tra i nuovi risultati e le ricostruzioni degli strati di ghiaccio dell’LGM precedentemente pubblicate per l’alto Artico, e identifichiamo questioni aperte che richiedono ulteriori indagini. Infine, consideriamo la capacità attuale dei modelli di strati di ghiaccio di simulare i complessi degli strati di ghiaccio dell’Oceano Artico e la loro dinamica, inclusi i flussi glaciali e le piattaforme di ghiaccio. La nostra analisi evidenzia che, sebbene sia possibile confutare con certezza alcune delle ipotesi iniziali formulate per descrivere le condizioni glaciali dell’Oceano Artico, permane ancora la necessità di acquisire informazioni da aree chiave per poter formulare una storia glaciale comprensiva dell’Oceano Artico.

1. Introduzione

La storia glaciale dell’Oceano Artico comprende l’accumulo e la diminuzione degli strati di ghiaccio marini situati sui banchi continentali, lo sviluppo e la disgregazione delle piattaforme di ghiaccio, nonché cambiamenti significativi nei regimi di circolazione degli oceani e nella copertura del ghiaccio marino. Nessuna delle altre quattro principali aree oceaniche mondiali ha sperimentato cambiamenti fisici e ambientali così drastici come l’Oceano Artico durante i cicli glaciale-interglaciale del Quaternario. Questo fenomeno è stato riconosciuto per quasi un secolo, ma una carenza di osservazioni dirette sul campo ha portato a varie ipotesi, talvolta contraddittorie, sui cicli glaciale-interglaciale nell’Oceano Artico (Donn e Ewing, 1966; Broecker, 1975; Hughes et al., 1977). Nella fase iniziale della formulazione delle ipotesi sull’ambiente glaciale artico, ad esempio proponendo da un lato un’ampia piattaforma di ghiaccio nell’Oceano Artico centrale durante i periodi glaciali (Mercer, 1970) e dall’altro condizioni senza ghiaccio marino (Donn e Ewing, 1966), c’erano pochi dati di campo disponibili per la verifica. La copertura perenne di ghiaccio marino dell’Oceano Artico moderno ha ostacolato la raccolta dei dati, ma negli ultimi dieci anni, in particolare negli ultimi anni con una riduzione significativa dell’estensione del ghiaccio marino estivo, la raccolta di dati è aumentata esponenzialmente (Polyak e Jakobsson, 2011). Da quando il programma Arctic Palaeoclimate and its Extremes (APEX) è iniziato nel 2007, proseguendo due programmi precedenti – PONAM (L’evoluzione del Cenozoico Tardo dei Margini Nord Atlantici Polari, 1988-1994 (Elverhøi et al., 1998a)) e QUEEN (l’Ambiente Quaternario del Nord Eurasiatico, 1996-2002 (Thiede et al., 2004)) – sono state condotte numerose campagne di campo nell’Oceano Artico (Jakobsson et al., 2010a). Queste hanno fornito nuove prospettive sull’estensione degli strati di ghiaccio lungo i margini continentali che circondano il bacino centrale dell’Oceano Artico, e come questi abbiano contribuito a formare piattaforme di ghiaccio nelle regioni del bacino centrale.

In questo articolo presentiamo un compendio delle conoscenze correnti relative alla storia glaciale dell’Oceano Artico. La discussione è articolata per regioni, dove viene esposta la storia glaciale più avanzata, basata sulla mappatura di landforms glaciogenici, stratigrafie sedimentarie e cronologie consolidate (Fig. 1). Esaminiamo l’estensione spaziale degli strati di ghiaccio che occuparono i banchi continentali più a nord dell’Artico e che fluirono verso l’Oceano Artico, comprese le loro potenziali estensioni sotto forma di piattaforme di ghiaccio. L’Oceano Artico centrale è considerato una regione a sé stante, con un’attenzione particolare su come il record sedimentario marino abbia documentato i cicli glaciale-interglaciale. Vengono inoltre inclusi gli sviluppi recenti riguardanti le simulazioni numeriche degli strati di ghiaccio artici e delle condizioni paleoceanografiche durante i periodi glaciali. La nostra rassegna si concentra sull’Ultimo Massimo Glaciale (LGM) e sull’estensione massima degli strati di ghiaccio nel Quaternario. La questione principale è: quali sono le attuali conoscenze sull’estensione passata degli strati di ghiaccio, dei flussi glaciali e delle piattaforme di ghiaccio, nonché sui cambiamenti oceanografici correlati, nell’Oceano Artico durante il Quaternario? Quali sono le questioni ancora irrisolte di maggiore importanza al giorno d’oggi? Infine, i dati presentati in questa rassegna ci consentono di riconsiderare e illuminare sotto una nuova luce le ipotesi precedenti relative alle condizioni glaciali nell’Oceano Artico.

2. Contesto

2.1 L’Oceano Artico glaciale: ipotesi e teorie

Negli anni ’50 e ’60 si dibatteva sui meccanismi alla base dei cicli glaciali. Seguendo due articoli sull’argomento (Ewing e Donn, 1956, 1958), Donn e Ewing (1966) suggerirono che un Oceano Artico libero dal ghiaccio marino fosse necessario come fonte di umidità per l’accumulo delle componenti settentrionali dei grandi strati di ghiaccio dell’Emisfero Nord. Inoltre, proposero che la formazione di ghiaccio marino nell’Oceano Artico verso la fine della glaciazione portasse al decadimento degli strati di ghiaccio a causa di un blocco efficiente dell’umidità richiesta per formare le precipitazioni. La loro teoria implicava che i cambiamenti nell’estensione del ghiaccio marino dell’Oceano Artico fossero un controllo dominante sulla dinamica glaciale-interglaciale dell’Emisfero Nord. La teoria di Milankovitch, che sosteneva una forzante orbitale dietro i cicli glaciale-interglaciale (Milankovitch, 1920), stava iniziando a guadagnare terreno (Broecker, 1966), ma continuava ad essere accolta con scetticismo fino agli anni ’70, quando divennero disponibili più carote di sedimenti marini profondi e i metodi di datazione migliorarono (Hays et al., 1976). Sebbene l’estensione del ghiaccio marino dell’Oceano Artico sia ancora considerata un fattore rilevante per l’approvvigionamento di umidità e il bilancio di massa dei grandi strati di ghiaccio quaternari (Colleoni et al., 2009), si ritiene che i cicli complessivi delle ere glaciali siano regolati da parametri orbitali (Imbrie et al., 1992). Le prime carote di sedimenti dal centro dell’Oceano Artico recuperate da stazioni di ghiaccio derivate (Clark, 1971) non contribuirono a questo dibattito originale a causa della conservazione irregolare dei microfossili di carbonato di calcio che impediva l’applicazione coerente di proxy paleoceanografici chiave e ostacolava la creazione di modelli di età affidabili (Backman et al., 2004; Alexanderson et al., 2014).

Un’altra ipotesi formulata prima che fossero disponibili ampie quantità di dati di campo dall’Oceano Artico centrale proponeva che un’immensa piattaforma di ghiaccio fluttuante avvolgesse le profondità marine circostanti il Polo Nord durante i picchi glaciali passati. Sebbene questa idea fosse stata inizialmente postulata da Sir William Thomson nel 1888 come una conseguenza probabile di un clima glaciale, fu Mercer (1970) il primo a sostenere con vigore tale ipotesi, basandosi essenzialmente su analogie fisiografiche tra l’Oceano Artico e l’Antartide Occidentale. Diversi studiosi hanno successivamente adottato e sviluppato ulteriormente la teoria della piattaforma di ghiaccio (Broecker, 1975; Hughes et al., 1977; Grosswald, 1980; Denton e Hughes, 1981; Grosswald e Hughes, 1999, 2008) (Fig. 2). Nella sua formulazione più estrema, si ipotizzava che una piattaforma di ghiaccio dello spessore di 1000 metri coprisse l’intero Oceano Artico, estendendosi anche a sud dello Stretto di Fram. Questa massiccia piattaforma di ghiaccio veniva considerata un elemento stabilizzatore critico, in quanto esercitava una pressione retrostante, per gli strati di ghiaccio marino ancorati sui banchi continentali e che defluivano nell’Oceano Artico (Grosswald e Hughes, 1999). Nonostante l’ipotesi di una piattaforma di ghiaccio nell’Oceano Artico fosse vista come estrema dalla maggior parte della comunità glaciologica, a partire dalla metà degli anni ’90 si iniziarono a documentare evidenze che indicavano un profondo ancoraggio del ghiaccio, verosimilmente derivante da piattaforme di ghiaccio (Vogt et al., 1994; Jakobsson, 1999; Jakobsson et al., 2001, 2008b; Polyak et al., 2001). In seguito, la mappatura di forme del terreno glaciogeniche diffuse e la datazione di carote sedimentarie recuperate da aree di ancoraggio del ghiaccio su creste sottomarine nell’Oceano Artico hanno ora fornito supporto all’esistenza di una piattaforma di ghiaccio nel Bacino Amerasiano dell’Oceano Artico centrale, in particolare durante lo Stadio Isotopico Marino (MIS) 6, circa 135.000 anni fa (Jakobsson et al., 2010b).

Lo sviluppo e la stabilità di questa piattaforma di ghiaccio sono supportati da un modello oceanografico concettuale che indica che l’influsso di acqua atlantica si verificava a profondità molto maggiori durante i periodi glaciali rispetto ad oggi, prevenendo così che questa massa d’acqua relativamente calda raggiungesse il Bacino Amerasiano dove avrebbe causato il melting basale di una piattaforma di ghiaccio (Jakobsson et al., 2010b). Questo schema di paleo-circolazione glaciale significherebbe, di conseguenza, che le piattaforme di ghiaccio avevano minori probabilità di svilupparsi nel Bacino Euroasiatico dell’Oceano Artico, dove sarebbero state esposte all’acqua atlantica calda in entrata.

Le piattaforme di ghiaccio possono formarsi anche tramite una combinazione di estensione verso il mare dei ghiacciai e ispessimento pluriennale esteso del ghiaccio marino stazionario, ovvero sikussak, formatosi lungo le coste e nei fiordi (Jeffries, 1992). Bradley e England (2008) hanno ipotizzato che questo tipo di copertura di ghiaccio marino pluriennale estremamente spessa si sia sviluppato verso la fine dell’ultimo periodo glaciale come conseguenza di un Oceano Artico più stagnante, con un livello del mare relativo più basso e un minor afflusso di acqua atlantica calda. Tale esteso ghiaccio marino spesso, denominato ghiaccio paleocristico, si suggerisce sia stato scaricato massivamente dall’Oceano Artico attraverso lo Stretto di Fram intorno a 11-14 ka BP (14C ka BP) (Bradley e England, 2008). Gli autori propongono inoltre che l’esportazione di ghiaccio paleocristico alla fine del LGM possa aver interrotto la formazione delle acque profonde nell’Atlantico Settentrionale, causando così o contribuendo all’evento freddo del Younger Dryas. È importante notare che l’ipotesi di Bradley e England (2008) rappresenta solo una delle numerose teorie proposte per spiegare l’evento freddo del Younger Dryas.

La Figura 1 rappresenta una mappa dell’Oceano Artico che mostra le aree incluse in una panoramica della storia glaciale dell’Oceano Artico. Ogni area è contrassegnata da un numero in grigio, che corrisponde a una sezione nel testo. La rappresentazione batimetrica in questa figura, così come in tutte le altre figure, si basa sulla Carta Batimetrica Internazionale dell’Oceano Artico (IBCAO) Versione 3.0 (Jakobsson et al., 2012). La circolazione generale dell’acqua atlantica nell’Oceano Artico attuale è mostrata con frecce rosse (modificata da Rudels et al., 2012). I nuclei di sedimenti discussi nella Sezione 4 e mostrati in Figura 11aee sono rappresentati con simboli colorati: i punti gialli ¼ nuclei del Bacino Amerasiano; Figura 11a, i triangoli gialli ¼ nuclei della Dorsale di Lomonosov; Figura 11b, le stelle arancioni ¼ nuclei del Bacino Eurasiatico/Dorsale Meridionale di Lomonosov/Morris Jesup Rise; Figura 11c, i punti arancioni ¼ nuclei dello Stretto di Fram/Altopiano di Yermak; Figura 11d, i quadrati viola ¼ nuclei delle Pendenze/Margine Continentale; Figura 11e. AP ¼ Arlis Plateau; BS ¼ Stretto di Bering; FS ¼ Stretto di Fram; MJR ¼ Morris Jesup Rise; YP ¼ Yermak Plateau; MJR.

2.2. Ricostruzioni precedentemente pubblicate sull’estensione delle calotte glaciali Il più inclusivo insieme di compilazioni sull’estensione delle calotte glaciali del Quaternario si trova in Ehlers e Gibbard (2004), che comprende articoli che si occupano della storia glaciale dell’Artico (Dyke, 2004; Funder et al., 2004; Hjort et al., 2004; Kauman e Manley, 2004; Zazula et al., 2004; Svendsen et al., 2004b) (Figura 3). L’estensione della calotta glaciale eurasiatica in diversi momenti è stata compilata da Svendsen et al. (2004a). Essi hanno concluso che la sua massima estensione si è verificata durante l’MIS 6, verso la fine della glaciazione Saaliana (circa 140 ka), e includeva un’estensione del ghiaccio verso nord da Svalbard fino all’Altopiano di Yermak (Figura 2). Le caratteristiche glaciogene che supportavano questa conclusione sono state in seguito ritenute più probabilmente originate dall’ancoraggio di grandi frammenti di banchisa che defluivano verso lo Stretto di Fram (Dowdeswell et al., 2010b; Jakobsson et al., 2010b). Rimane irrisolta la questione se la Calotta glaciale del Mare di Barents si sia mai estesa da Svalbard fino all’Altopiano di Yermak durante il Quaternario. Diversi autori hanno sottolineato differenze significative tra le calotte glaciali del Quaternario, in particolare tra le componenti eurasiatiche dell’Ultimo Massimo Glaciale (LGM, Tardo Weichseliano) e dell’MIS 6 (Tardo Saaliano). Mentre l’LGM presentava un’estensione relativamente limitata sulla Siberia Occidentale, le morfologie e i depositi glaciali indicano che la calotta glaciale più estesa durante l’MIS 6 ricopriva molto di più di questa regione (Svendsen et al., 2004a).

La risposta alla domanda del perché la calotta glaciale MIS 6 sia generalmente cresciuta tanto è stata suggerita risieda nella configurazione orbitale (Colleoni et al., 2011). La radiazione solare incidente durante le primavere dell’MIS 6 era inferiore di 20 W/m² rispetto all’LGM e le primavere erano anche più prolungate. Ciò avrebbe consentito alla copertura nevosa di persistere più a lungo in ogni stagione, riducendo l’impatto dello scioglimento estivo.

Una differenza notevole dal limite dell’LGM della calotta glaciale Laurentide nord-occidentale (LIS) delineato da Dyke (2004) è stata proposta da England et al. (2009), i quali hanno dedotto che l’intera Banks Island era ricoperta da una calotta glaciale prevalentemente basale fredda (Figura 3). Ulteriori lavori di campo sull’Isola di Banks occidentale forniscono ulteriori prove dell’avanzata della Calotta Glaciale Laurentide nord-occidentale fino al margine continentale polare (Lakeman e England, 2013). Inoltre, la Calotta Glaciale Innuitiana (IIS) si è unita alla LIS a sud e ha raggiunto anche il margine continentale polare durante l’LGM (England et al., 2006).

Nonostante la maggior parte delle isole fosse occupata da ghiaccio basale freddo, almeno una mezza dozzina di flussi glaciali si svuotavano direttamente nell’Oceano Artico dal LIS e IIS attraverso i canali marini profondi dell’Arcipelago Artico Canadese (CAA), fornendo significativi volumi di ghiaccio e sedimenti all’Oceano Artico durante l’LGM (Stokes et al., 2005, 2006; England et al., 2006, 2009), discussi di seguito.

Non sono molte le ricostruzioni delle calotte glaciali dell’LGM pubblicate che includano l’intera regione circum-artica e inferiscano l’estensione del ghiaccio nell’Oceano Artico. Una di tali prime ricostruzioni è quella di Hughes et al. (1977), che ipotizzano una piattaforma di ghiaccio spessa 1 km nell’Oceano Artico (Figura 2). Suggeriscono che tutti i banchi continentali dell’Oceano Artico fossero glaciatizzati durante l’LGM, compresi quelli dei mari della Siberia Orientale e di Chukchi (Figura 2).

Il modello globale di isostasia glaciale ICE-5G di Peltier (2004) include estensione delle calotte glaciali, spessore e topografia terrestre in intervalli temporali dall’LGM al presente. ICE-5G si basa su un modello teorico del rimbalzo isostatico della Terra in seguito al deflusso glaciale, nonché su dati provenienti da sforzi di mappatura dei margini glaciali regionali, come il programma QUEEN (Svendsen et al., 2004a) e da Dyke et al. (2002, 2004). ICE-5G è stato utilizzato per definire le condizioni al contorno in molti esperimenti con modelli di circolazione generale (GCM) per indagare le condizioni climatiche e ambientali dell’LGM (Abe-Ouchi e Otto-Bliesner, 2009). Ciò significa che le incertezze nelle ricostruzioni spaziali delle calotte glaciali dell’LGM, come presentate in questa rassegna, si ripercuotono sui risultati delle simulazioni.

la Figura 2 presenta una rappresentazione cartografica della massima estensione della “calotta glaciale artica tardo Würm” (LGM) come proposto da Hughes et al. (1977). In questa visualizzazione, la presenza di un ampio banco di ghiaccio, spesso 1 km, è indicata nell’Oceano Artico. La mappa evidenzia che tutti gli scaffali continentali dell’Oceano Artico erano soggetti a glaciazione, inclusi quelli dei mari Siberiano Orientale e Chukchi.

La tonalità scura dell’acqua rappresenta le profondità oceaniche maggiori, mentre le zone biancastre rappresentano la copertura glaciale. Le linee concentriche che si irradiano dal centro verso l’esterno delineano i contorni batimetrici del fondale marino, con le linee più fitte che indicano una maggiore pendenza o cambiamenti rapidi nella profondità del fondale.

Questa mappa batimetrica serve non solo a mostrare la presenza del ghiaccio, ma anche a fornire informazioni sulla topografia sottomarina, che è cruciale per comprendere le dinamiche delle calotte glaciali storiche, i loro potenziali percorsi di flusso, e le interazioni con l’ambiente marino. Le aree senza ghiaccio, come quella indicata per il Mare Siberiano Orientale nella “versione minima” di Hughes et al. (1977), sono significative poiché suggeriscono regioni dove il ghiaccio potrebbe non essere stato presente o dove potrebbe essersi ritirato durante il LGM. Tali informazioni sono fondamentali per ricostruire le condizioni climatiche e ambientali del passato e per capire l’interazione tra le calotte glaciali e i livelli del mare preistorici.

3. Piattaforme Continentali e Elevazioni Batimetriche Adiacenti

In questa sezione descriviamo forme di terreno, stratigrafie e cronologie glaciogene per le regioni mostrate in Figura 1. Introduciamo la terminologia relativa alle forme di terreno glaciogene e la loro interpretazione utilizzata in questa sezione nell’Appendice 1.3.1. Mar di Barents settentrionale e Mar di Kara.

3.1.1. Forme del Terreno

Le forme del terreno glaciali sottomarine situate a ovest e a nord di Svalbard, sull’Altopiano di Yermak, e lungo il margine dell’Oceano Artico dei mari di Barents e Kara, mappate in Figura 4, possono essere classificate in base all’ambiente di formazione: subglaciale, a contatto con il ghiaccio e glaciomarino. Queste forme del terreno, e le assemblaggi di forme del terreno, identificate principalmente attraverso dati batimetrici a fascia larga e immagini sonar a scansione laterale, vengono utilizzate per dedurre l’estensione, la direzione di flusso e la dinamica della calotta glaciale o del ghiacciaio che li ha generati.

Forme del terreno sedimentarie fluide sono presenti nella maggior parte dei principali fiordi e delle gole trasversali al margine ovest e nord di Svalbard (Figura 4) (Ottesen et al., 2005, 2007; Hogan et al., 2010a, 2010b). Queste indicano un precedente flusso di correnti glaciali nelle gole, probabilmente durante l’ultima glaciazione Weichseliana. Fluting e caratteristiche fluide di dimensioni maggiori sono state anche osservate o dedotte da dati batimetrici più a est, nelle gole sul margine del Mar di Kara (Polyak et al., 1997, 2008).

Le forme del terreno fluide sono particolarmente evidenti in Isfjorden e Kongsfjorden e nelle loro gole trasversali al margine (Howe et al., 2003; Ottesen et al., 2007). Vi è inoltre prova della loro presenza sull’Altopiano di Yermak meridionale, a nord-ovest di Svalbard. Sull’Altopiano di Yermak, esse sono interpretate come caratteristiche relitte del Saaliano (MIS 6), indicative di una transitoria stabilizzazione della piattaforma glaciale o di una flotta di mega iceberg provenienti dal Bacino Artico (cfr. sezione 2.1).

La Figura 3 è una mappa che mostra l’estensione delle calotte glaciali durante l’ultimo massimo glaciale (LGM – Last Glacial Maximum) e durante il massimo del Quaternario. Ecco una spiegazione dettagliata degli elementi presenti nella figura:

  • Estensione delle calotte glaciali durante il LGM (Last Glacial Maximum): La zona in bianco semi-trasparente rappresenta l’area coperta dalle calotte glaciali durante il LGM, un periodo caratterizzato dal picco dell’avanzamento glaciale dell’ultima era glaciale, circa 21.000 anni fa. Questa estensione è stata ricostruita tramite vari metodi geologici e modellistica climatica.
  • Massimo del Quaternario (linea rossa tratteggiata): Indica la massima estensione del ghiaccio durante tutto il periodo Quaternario, che è l’era geologica degli ultimi 2,6 milioni di anni. Questa linea tratteggiata rappresenta il confine oltre il quale si ritiene che le calotte glaciali si siano espanse in momenti diversi durante le varie glaciazioni del Quaternario.
  • Limiti del ghiaccio eurasiatico da Svendsen et al. (2004a): I limiti delle calotte glaciali eurasiatiche sono basati sui dati raccolti e analizzati da Svendsen e colleghi. Questi limiti sono essenziali per comprendere la dinamica glaciale dell’Eurasia durante l’LGM.
  • Limiti del ghiaccio Laurentide-Innuitiano-Groenlandese da Ehlers e Gibbard (2004): Questi limiti sono derivati da file GIS digitali e rappresentano la ricostruzione delle dimensioni delle calotte glaciali Laurentide, Innuitiane e Groenlandesi basata sulle ricerche condotte da Ehlers e Gibbard.
  • Revisioni sostanziali ai limiti del ghiaccio: Le aree con tratteggio viola e giallo indicano dove sono state fatte importanti revisioni ai limiti del ghiaccio precedentemente conosciuti. Per esempio, l’area viola attorno all’Isola di Banks e l’area gialla dell’Altopiano di Yermak mostrano dove le nuove ricerche hanno modificato la nostra comprensione dell’estensione glaciale in quelle regioni.
  • Nuovi risultati e revisioni future dell’estensione delle calotte glaciali: L’area con tratteggio bianco, che comprende il Chukchi Borderland e l’Altopiano di Arlis, insieme al Mar di Siberia Orientale, è dove nuove ricerche suggeriscono che revisioni significative dell’estensione delle calotte glaciali durante il tardo Quaternario sono probabili. Questo indica che la scienza glaciologica è in continua evoluzione e che le nuove scoperte possono portare a una revisione sostanziale della nostra comprensione passata.
  • Topografia del LGM da ICE-5G (Peltier, 2004): Il modello ICE-5G (Ice-sheet and Sea-level Changes) è un insieme di dati che fornisce una ricostruzione dettagliata della topografia terrestre e del livello del mare durante il LGM, creato dal geofisico W.R. Peltier. Questo modello è comunemente usato per studiare gli effetti della glaciazione sulla crosta terrestre e per modellare i cambiamenti isostatici post-glaciali.

In somma, la Figura 3 è una rappresentazione visiva sintetica delle più recenti comprensioni scientifiche sull’estensione delle calotte glaciali terrestri durante due importanti periodi del Quaternario, utilizzando dati geologici e glaciologici per tracciare la storia della glaciazione su scala globale.

Un’ulteriore alternativa potrebbe essere la testimonianza dell’estensione massima quaternaria di un ghiaccio relativamente sottile proveniente da Svalbard (Dowdeswell et al., 2010b). I sedimenti delle zone di ancoraggio e insiemi di creste trasversali al flusso glaciali sulla piattaforma continentale nord-occidentale di Svalbard suggeriscono che il ghiaccio non abbia raggiunto l’Altopiano di Yermak durante il Weichseliano Tardo (Ottesen e Dowdeswell, 2009; Dowdeswell et al., 2010b). Forme di terreno aerodinamiche nelle gole che si estendono verso nord da Nordaustlandet indicano che un flusso di ghiaccio veloce ha drenato la calotta glaciale di Austfonna, verosimilmente durante l’ultima glaciazione (Noormets et al., 2012). Lineazioni glaciali megalitiche (MSGLs) e altre forme di terreno sedimentarie aerodinamiche sono state mappate nel mare di Barents settentrionale, nello Stretto di Erik Eriksen e nello Stretto di Olga, ad est di Nordaustlandet e attorno a Kong Karls Land (Fig. 4) (Dowdeswell et al., 2010a; Hogan et al., 2010a), indicando un flusso di ghiaccio verso il Trough di Franz Victoria dall’est di Svalbard. Questa direzione di flusso è quasi perpendicolare rispetto al flusso di ghiaccio precedentemente dedotto da un importante cupola glaciale del Weichseliano Tardo nel mare centrale di Barents (Lambeck, 1995, 1996; Forman et al., 2004). È necessario un ulteriore lavoro per risolvere questa apparente discrepanza e molto potrebbe dipendere dalla datazione delle forme di terreno aerodinamiche nello Stretto di Olga e nello Stretto di Erik Eriksen (Ingólfsson e Landvik, 2013). Landvik et al. (2013) propongono un concetto di una successione di stili di flusso glaciale (flusso massimo, transizionale e locale) durante un ciclo glaciale nell’ovest di Svalbard, che potrebbe spiegare le direzioni di flusso del ghiaccio apparentemente incompatibili osservate dall’est di Svalbard.

La presenza di cunei di zona di ancoraggio (Grounding-zone wedges, GZWs) nelle gole trasversali alla piattaforma continentale di Svalbard occidentale e nel settore Barents-Kara dell’Oceano Artico indica che il ritiro post-LGM è stato episodico, con fasi di stasi che interrompevano periodi di deglaciazione più rapidi trasversalmente alla piattaforma (Dowdeswell et al., 2008).

Le GZW sono spesso caratterizzate da aspetti sottili in un contesto batimetrico, e la mancanza di batimetria dettagliata e di profili sub-bottom può contribuire alla loro apparente assenza nelle principali depressioni del Mar di Kara. Ad esempio, piccole creste trasversali si trovano nel Trough di Bellsund e ad est di Nordaustlandet (Fig. 4). Creste moreniche si presentano anche su banchi poco profondi ai margini di vari trough trasversali al margine continentale nei Mari di Barents e di Kara, come per esempio il Trough di Kvitøya nell’est di Svalbard (Kleiber et al., 2000). A una profondità d’acqua di 250 m nel Trough di Sant’Anna, Polyak et al. (1997) descrivono creste molto simili a quelle nel canale di Olga (Hogan et al., 2010a). Una serie di creste alte fino a 30 m e larghe oltre 5 km sono state identificate da profili acustici nella parte centrale del Trough di Sant’Anna, tra i 79° e 81,5°N (Polyak et al., 1997). Queste creste sono state interpretate come grandi morene ma non sono state mappate nella Fig. 4 poiché il loro orientamento rimane sconosciuto.

I profili di riflessione sismica dal nord dei Mari di Barents e Kara rivelano un copertura sottile e relativamente continua di sedimenti quaternari che giacciono sopra una prominente discordianza erosiva, la Discordianza Regionale Superiore (URU; Solheim e Kristoffersen, 1984; Vorren et al., 1986). I dati derivanti da carote di sedimenti e dati di perforazione indicano che queste unità costituiscono una sequenza tipica glaciale-deglaciale-postglaciale di diamictiti basali sovrapposte da sedimenti glaciomarini e marini-emipelagici (Elverhøi e Solheim, 1983; Solheim e Kristoffersen, 1984; Polyak e Solheim, 1994; Polyak et al., 1997). La litofaccia di fango con ciottoli delle unità diamictiche è solitamente meno spessa di 10 m, risulta rigida alla base e varia in colore a seconda delle variazioni nella roccia sorgente sottostante. I fanghi glaciomarini possono essere massivi o laminati, questi ultimi interpretati come risultanti da variazioni nel regime di fusione di un vicino margine glaciale, come in parti del trough di Franz Victoria (Polyak e Solheim, 1994; Lubinski et al., 1996) e del canale di Erik Eriksen (Hogan et al., 2010a).

Il passaggio ai fanghi marino-emipelagici di colore grigio-oliva, ubiqui a livello regionale, è spesso graduale e si accompagna a una diversificazione negli assemblaggi di foraminiferi, indicando un miglioramento delle condizioni ambientali e un flusso di acque atlantiche verso il margine settentrionale dei Mari di Barents e Kara (Polyak e Solheim, 1994; Lubinski et al., 1996). I profili subfondali poco profondi mostrano che le forme del terreno glaciali descritte precedentemente (forme lineari, morene) si sono formate sulla superficie o vicino alla superficie dei diamicti di origine glaciale (Solheim et al., 1990; Polyak et al., 1997; Hogan et al., 2010a). Diverse datazioni al radiocarbonio ottenute dai sedimenti posti immediatamente sopra i diamicti indicano età comprese tra 13 e 14 mila anni cal BP, e età tra 10 e 12 mila anni cal BP per la transizione da ambiente glaciomarino a marino, confermando che questa stratigrafia si riferisce alla glaciazione weichseliana tardiva del Mar di Barents-Kara (Elverhøi e Solheim, 1983; Lubinski et al., 1996; Polyak et al., 1997).

Oltre il massimo estensione della calotta glaciale eurasiatica del pieno glaciale su Svalbard e il Mare di Barents, i trough-mouth fans (TMF) rappresentano le forme di terreno più grandi sul margine continentale (Fig. 4). I TMF sono identificati al largo dei principali sistemi fiordo-trough a ovest di Svalbard (Vorren et al., 1998), e TMF più grandi si trovano anche lungo il margine dell’Oceano Artico del Mare di Kara, al largo dei trough di Franz Victoria e Sant’Anna (Fig. 4) (Polyak et al., 1997; Kleiber et al., 2000). Ulteriori TMF potrebbero essere presenti al largo del Canale della Manica, a nord della Terra di Francesco Giuseppe, e del trough di Voronin a ovest di Severnaya Zemlya, in base alla batimetria convessa del pendio superiore e alle anomalie della gravità libera (Jakobsson et al., 2012; Minakov et al., 2012). Un TMF al largo del trough di Hinlopen sembra essere stato in gran parte rimosso dallo scivolamento di Hinlopen (Vanneste et al., 2006; Winkelmann e Stein, 2007; Batchelor et al., 2011). I flussi di detriti glacigenici osservati sui profili acustici di alcuni TMF sono spesso stratificati per formare i principali blocchi costruttivi dei coni (ad esempio, Laberg e Vorren, 1995; Dowdeswell et al., 1996; King et al., 1998).

Tra i flussi glaciali del massimo glaciale, l’assemblaggio delle forme di terreno sottomarine nelle aree inter-trough differisce da quello dei trough trasversali alla piattaforma continentale (Ottesen e Dowdeswell, 2009). Mentre i trough sono dominati da forme di terreno sedimentario allineate al flusso, l’assemblaggio delle forme di terreno tra i flussi glaciali è tipicamente caratterizzato da creste trasversali al flusso (Ottesen e Dowdeswell, 2009). Tale assemblaggio di forme di terreno è presente nei fiordi della parte più nord-occidentale di Svalbard (Smeerenbergfjorden, Raudfjorden).

Vaste aree del fondale marino del Mare di Barents settentrionale sono caratterizzate da chiglie di iceberg che formano un palinsesto di solchi che si incrociano. Sull’Altopiano di Yermak e sulla piattaforma a nord di Svalbard, esistono zone distinte dove chiglie di iceberg particolarmente profonde hanno solcato il fondale marino fino a profondità di circa 800 metri (Vogt et al., 1994, 1995; Dowdeswell et al., 2010b); alcuni solchi indicano la presenza di molteplici chiglie su un singolo iceberg coerente largo fino a 7 km. Questi solchi molto profondi e larghi sono stati interpretati come prodotti sia da iceberg di grandi dimensioni alla deriva libera, probabilmente dalle prime fasi della deglaciazione dei grandi flussi glaciali dei trough di Franz Victoria e Sant’Anna, sia da gruppi di grandi iceberg congelati insieme in enormi lastre di ghiaccio marino pluriennale che potrebbero essere state presenti nell’Oceano Artico in condizioni di massimo glaciale del Quaternario (Vogt et al., 1994; Dowdeswell et al., 2010b; Jakobsson et al., 2010b).

la Figura 4 è una rappresentazione cartografica dettagliata delle forme di terreno glaciali sottomarine nel Mare di Barents settentrionale e nel Mare di Kara, oltre che nel Mare di Barents sud-occidentale e centrale. Questa mappa si basa sull’IBCAO Versione 3.0, che fornisce contorni batimetrici dettagliati basati su dati di batimetria multibeam, sonar a scansione laterale e dati acustici/seismici.

Ecco una spiegazione dettagliata delle caratteristiche principali:

  1. Solchi Trasversali alla Piattaforma Continentale (Cross-shelf troughs): Questi solchi sono depressioni profonde e lunghe nel fondale marino che si estendono trasversalmente alla piattaforma continentale verso il mare aperto. Sono formati dall’erosione dei ghiacciai che si muovevano dalla terra verso il mare durante i periodi glaciali. Sono indicati con sigle come DRT (Djuprenna Trough), IDT (Ingøydjupet Trough), SET (Sentralbankrenna Trough), ecc.
  2. Trough-mouth Fans (TMFs): Queste grandi strutture sedimentarie si formano alla foce dei solchi glaciali e sono il risultato dell’accumulo di sedimenti trasportati dai ghiacciai che entrano nel mare. Sono indicati con sigle come BRT/F (Bjørnøyrenna/Fan), KVT/F (Kveithola Trough/Fan), ecc.
  3. Forme di Terreno Streamline (Streamlined bedforms): Queste strutture allungate sul fondo marino sono parallele alla direzione del flusso glaciale e indicano la direzione e la dinamica del movimento glaciale.
  4. Creste Moreniche (Moraine ridges): Sono accumuli di detriti lasciati dai ghiacciai. Queste creste possono essere longitudinali, formate lungo la direzione del movimento glaciale, o trasversali, formate perpendicolarmente al flusso glaciale.
  5. Solchi Profondi da Chiglie di Iceberg (Large, deep iceberg ploughmarks): Questi solchi sono incisioni nel fondale marino causate dal movimento di iceberg con grandi chiglie. Alcune di queste incisioni sono molto profonde e larghe, indicando la presenza di grandi iceberg o lastroni di ghiaccio marino pluriennale durante il pieno-glaciale del Quaternario.
  6. Zona di Scogliera (Grounding-zone wedges): Queste strutture indicano le zone dove il ghiacciaio galleggiante entrava in contatto con il fondale marino, comportando l’accumulo di sedimenti.
  7. Linee tratteggiate: Le linee tratteggiate indicano aree dove le forme di terreno sono state mappate utilizzando profili acustici singoli e dove l’orientamento delle caratteristiche non è noto con certezza.

La mappa include anche aree contrassegnate con un punto interrogativo (“?”), che suggeriscono la possibile presenza di TMFs al largo dei solchi del British Channel e di Voronin, basati solo sul rigonfiamento esterno dei contorni batimetrici e sulla presenza di anomalie positive della gravità libera sul pendio continentale. Queste caratteristiche non sono state confermate da sondaggi geofisici o geologici.

La compilazione delle mappe delle forme di terreno sottomarine è il risultato di numerosi studi e pubblicazioni, elencati nella didascalia della figura, che hanno contribuito alla comprensione dei processi glaciali e sedimentari che hanno plasmato il paesaggio sottomarino in queste regioni.

3.1.2. Stratigrafia e cronologia

3.1.2.1. Svalbard e il margine settentrionale del Mare di Barents

Le stime del volume dei sedimenti al largo della costa indicano che uno spessore di 2-3 km di roccia è stato eroso dal centro di Spitsbergen dall’Eocene (Eiken e Austergard, 1987; Vorren et al., 1991), e almeno metà di questo volume è stata rimossa durante le glaciazioni del Quaternario (Svendsen et al., 1989; Dimakis et al., 1998; Elverhøi et al., 1998b). Si ritiene che le glaciazioni di estensione limitata nella regione di Svalbard e del Mare di Barents abbiano avuto inizio nel Pliocene-Pleistocene, circa 3,5-2,4 milioni di anni fa (Ma) (Knies et al., 2009). Le glaciazioni si intensificarono nel Pleistocene Inferiore, tra 2,6 e 1,0 Ma, e i ghiacciai erano inizialmente confinati alla terraferma, con prove del trasporto glaciofluviale delle acque di fusione verso gli oceani circostanti nel Pleistocene Inferiore (Laberg et al., 2010), prima che le calotte glaciali raggiungessero il margine della piattaforma continentale circa 1,6 Ma e aumentasse la consegna di detriti trasportati dai ghiacci (IRD) agli oceani adiacenti (Knies et al., 2009). Sulla base della modellazione isostatica, Butt et al. (2002) hanno suggerito che la regione della piattaforma continentale del Mare di Barents era esposta subaerea a 2,3 Ma, ossia quando i ghiacciai iniziarono a espandersi su aree più vaste. Sejrup et al. (2005) hanno ipotizzato che estese glaciazioni della piattaforma si verificassero nella regione di Svalbard tra 1,6 e 1,3 Ma, e un’intensificazione su larga scala delle glaciazioni del Mare di Barents iniziò circa 1 Ma con il ghiaccio fondato che raggiungeva l’Altopiano di Yermak (Knies et al., 2009). La superficie erosiva di questo primo contatto del ghiaccio è situata ben al di sotto delle formazioni glaciali modellate durante il MIS 6 individuate sull’Altopiano di Yermak (Dowdeswell et al., 2010b; O’Regan et al., 2010). A Kongsfjordhallet, nel nord del Kongsfjorden, nella parte occidentale di Spitsbergen, sono state trovate prove di una glaciazione di Spitsbergen risalente al Pleistocene Inferiore (2-1 Ma) (Houmark-Nielsen e Funder, 1999). Anche Miller (1982) ha identificato indicazioni di glaciazioni nel Pleistocene Inferiore-Medio (1-0,3 Ma) lungo la costa meridionale del Kongsfjorden, con almeno tre cicli di emersione e due distinti eventi glaciali.

Dopo 0,78 milioni di anni fa, si sono verificati almeno otto eventi di glaciazione su larga scala su Svalbard e il Mare di Barents, testimoniati dalla deposizione di conoidi di deiezione alla bocca dei canali lungo il margine occidentale del Mare di Barents, dove i flussi di ghiaccio attraverso la piattaforma raggiungevano il bordo della stessa (Vorren et al., 2011). Il record terrestre di Svalbard delle glaciazioni su larga scala è frammentario e incline a sovrarappresentare gli eventi glaciali del Tardo Quaternario a causa dell’erosione prevalente nei periodi di maggiore espansione delle calotte glaciali. Il record glaciale del Tardo Quaternario della Svalbard occidentale (Fig. 5) include una vasta glaciazione Saaliana (>130 ka BP) e tre principali glaciazioni Weichseliane (Landvik et al., 1998; Mangerud et al., 1998). Queste sono caratterizzate da till nella stratigrafia, sovrastati da sequenze che mostrano un incremento granulometrico verso l’alto, indicando il rimbalzo isostatico e le regressioni marine. La curva di glaciazione di Mangerud et al. (1998) rimane la migliore approssimazione degli eventi glaciali anche lungo il margine verso l’Oceano Artico (Fig. 5). Tuttavia, è probabile che rappresenti i sistemi fluviali di ghiaccio dei fiordi e dei canali trasversali della Svalbard occidentale, piuttosto che oscillazioni simultanee lungo tutto il margine della calotta glaciale di Svalbard-Barents (Ingólfsson e Landvik, 2013; Landvik et al., 2013).

Sono proposti tre maggiori impulsi di correnti glaciali per l’ultimo ciclo Interglaciale/Glaciale, a circa 110 ka, 60 ka e 20 ka fa, interagendo con l’oceano attraverso il trasporto di sedimenti fino al limite della piattaforma e il rilascio di iceberg. Gli impulsi a 60 ka e 20 ka corrispondono entrambi all’apporto di materiale terrigeno nei carotaggi sedimentari a nord di Svalbard, mentre non è stato riscontrato alcun apporto dall’impulso a 110 ka (Winkelmann et al., 2008). Questi periodi di intenso flusso glaciale zonale potrebbero aver portato alla formazione ripetuta di vasti banchi di ghiaccio (Fig. 5). Il record delle spiagge rialzate dell’emersione postglaciale su Franz Josef Land (Forman et al., 2004) conferma, insieme alle prove geologiche marine (Polyak e Solheim, 1994; Lubinski et al., 1996), che l’arcipelago, le aree limitrofe della piattaforma e i canali trasversali erano ricoperti dalla calotta glaciale di Svalbard-Barents durante l’Ultimo Massimo Glaciale (LGM) (Landvik et al., 1998). Svendsen et al. (2004a) suggeriscono che le oscillazioni della calotta glaciale durante l’ultimo ciclo Interglaciale/Glaciale lungo il margine settentrionale della calotta glaciale di Svalbard-Barents riflettano largamente quelle del suo margine occidentale, ma i dati stratigrafici a conferma di ciò sono in gran parte assenti. È stato evidenziato che mancano ancora dati cronologici sufficienti per valutare la variabilità regionale nei tempi dei massimi della calotta glaciale per i diversi settori della calotta di Svalbard-Barents (Clark et al., 2009; Ingólfsson e Landvik, 2013).

Glaciazioni Maggiori nel Mare di Kara e nel Nord-ovest della Siberia nel Pleistocene Medio

Le maggiori glaciazioni nell’ovest della Siberia e nel Mare di Kara iniziarono nel Pleistocene Medio, durante l’MIS 16 (glaciazione di Mansi), e l’estensione massima della calotta glaciale ai margini sud-orientali delle Calotte Glaciali Eurasiatiche si verificò durante la glaciazione di Samarovo (MIS 8) (Astakhov, 2004, 2013). Queste calotte glaciali estremamente vaste del Pleistocene Medio potrebbero aver ricoperto i margini del Mare di Barents orientale e del Mare di Kara, ad ovest ed est di Novaya Zemlya, rispettivamente, estendendosi oltre il margine continentale nell’Oceano Artico. La stratigrafia terrestre del Pleistocene Medio più completa è stata identificata sull’Isola della Rivoluzione d’Ottobre, nell’arcipelago di Severnaya Zemlya. Möller e collaboratori (2006) hanno identificato cinque unità marine intercalate con depositi di till, tutte in successione stratigrafica e di età del Pleistocene Medio, eccetto per il ciclo superiore di till/marino. Il letto di till II è stato accuratamente datato all’MIS 6 (Saalian/Taz), mentre per i due letti di till più antichi si ipotizza un’appartenenza all’MIS 8 e all’MIS 10 (o, alternativamente, all’MIS 12). I sedimenti marini più elevati e i complessi di cordoni litorali, associati alla deglaciazione Saalian/Taz durante la transizione MIS 6/5e su Severnaya Zemlya e a Capo Chelyuskin sulla penisola di Taymyr, raggiungono i 140 metri sul livello del mare, a soli circa 200 km dal margine della piattaforma continentale a nord. Questi dati implicano uno spessore della calotta glaciale Saalian/Taz sulla piattaforma del Mare di Kara superiore ai 3000 metri, come suggerito dai modelli reologici terrestri (Lambeck et al., 2006). La tempistica coincide con il possibile ancoraggio delle piattaforme di ghiaccio a profondità d’acqua di 1000 metri sulla dorsale di Lomonosov, nell’Oceano Artico centrale (Jakobsson et al., 2001; Polyak et al., 2001).

Gli eventi glaciali del Tardo Pleistocene nel nord della Siberia e nel Mare di Kara sono stati definiti con buona precisione. Svendsen e collaboratori (2004a) indicano l’esistenza di tre principali fasi di avanzamento e ritiro dei ghiacci durante il Weichseliano, caratterizzate però da volumi di ghiaccio via via decrescenti (Möller et al., 2011).

La Figura 5 illustra un modello concettuale delle variazioni della calotta glaciale Svalbard-Barents durante il tardo Quaternario, basato su correlazioni geologiche lungo un transect che si estende da ovest a est, dal margine della piattaforma continentale vicino a Svalbard fino alla parte settentrionale del Mare di Barents presso Kongøysa.

Asse Verticale (Profondità/Tempo):

  • La scala verticale rappresenta sia la profondità sottomarina (in metri) sia il tempo geologico (in migliaia di anni prima del presente, ka BP).
  • I numeri da 1 a 6 sulla destra indicano le divisioni temporali con riferimento alle fasi glaciali: l’Holocene (1), il tardo Weichselian (2), il medio Weichselian (3), e le fasi iniziali del Weichselian (4-5), con l’Eemian (5e) e il Saalian (6) ancora più indietro nel tempo.

Colonne Colorate (Marrone e Blu):

  • Le aree colorate in marrone rappresentano le terre emerse, mentre le tonalità di blu illustrano le estensioni di ghiaccio con differenti densità o fasi glaciali.
  • Le bande orizzontali blu più scure attraverso la colonna indicano la presenza di flussi di ghiaccio, che erano particolarmente concentrati lungo i fiordi e le depressioni sottomarine (troughs), funzionando come canali per il movimento del ghiaccio dalla terra al mare.

Interrogativi (“Ice Shelf?”):

  • Gli interrogativi indicano incertezze nella ricostruzione paleogeografica, suggerendo possibili estensioni delle piattaforme di ghiaccio (ice shelves) che si estendevano dal bordo della calotta glaciale verso il mare aperto, ma la cui esistenza o estensione non è stata ancora confermata con certezza.

Scala dei Colori a Destra:

  • Questa scala classifica le varie epoche geologiche e fasi del Weichselian, l’ultimo periodo glaciale, in ordine cronologico dal più recente (in alto) al più antico (in basso).

La figura mostra come la calotta glaciale Svalbard-Barents si sia espansa e ritirata in diverse fasi durante il tardo Quaternario. Durante il massimo glaciale, il ghiaccio si estendeva ben oltre il margine della piattaforma continentale, mentre durante le fasi interglaciali e i periodi più caldi, il ghiaccio si ritirava verso l’interno. Inoltre, è possibile osservare che durante alcune fasi, come l’MIS 6 (Saalian), il ghiaccio si estendeva notevolmente in mare aperto, suggerendo la presenza di grandi piattaforme di ghiaccio.

La Figura 6 è un grafico che illustra la storia glaciale, rappresentando le variazioni dell’estensione delle calotte glaciali nella Penisola di Taymyr, nell’Isola della Rivoluzione d’Ottobre/arcipelago di Severnaya Zemlya e sulla piattaforma del Mare di Kara. Questa rappresentazione è basata su dati stratigrafici e mostra le dimensioni delle calotte glaciali durante specifici periodi geologici.

Asse Verticale (Tempo/Profondità):

  • Il grafico è organizzato cronologicamente dall’alto verso il basso, partendo dall’epoca attuale (Holocene) e retrocedendo fino al Saalian.
  • Gli strati sono indicati con numeri da 1 a 6, che corrispondono a periodi geologici definiti. Ad esempio, l’1 rappresenta l’Holocene, il 2 il tardo Weichselian, e così via fino al 6 che rappresenta il Saalian.

Asse Orizzontale (Estensione):

  • L’asse orizzontale misura l’estensione delle calotte glaciali in chilometri lungo la sezione trasversale specificata dalla Penisola di Taymyr verso sud.

Forme Grigie (Calotte Glaciali):

  • Le forme grigie indicano l’estensione delle calotte glaciali. La loro ampiezza varia in base al periodo, con l’estensione massima durante il Saalian e l’Eemian e riduzioni progressive durante le varie fasi del Weichselian.
  • Le aree ombreggiate sotto il segno di interrogazione indicano dove ci sono incertezze o dati mancanti riguardo all’estensione delle calotte glaciali.

Topografia di Riferimento:

  • La parte superiore della figura mostra un profilo schematico del terreno corrente lungo il transect, con riferimenti geografici come la Penisola di Taymyr e l’Isola della Rivoluzione d’Ottobre, che aiutano a localizzare geograficamente le estensioni glaciali rappresentate.

Riassunto delle Osservazioni:

  • Durante il Saalian, l’intera Penisola di Taymyr era coperta di ghiaccio.
  • Le tre glaciazioni Weichseliane mostrano un’amplitude progressivamente decrescente, il che implica che ogni successiva glaciazione Weichseliana aveva un volume di ghiaccio minore rispetto alla precedente.

Il grafico suggerisce un modello di cambiamento climatico durante il Quaternario, con periodi di avanzamento e ritiro delle calotte glaciali. I modelli mostrano anche che le dimensioni e l’estensione delle calotte glaciali variavano notevolmente durante i diversi stadi del ciclo glaciale, con un’indicazione generale di riduzione delle dimensioni dei ghiacciai nel tempo, specialmente dopo il massimo glaciale Saalian. Queste informazioni sono cruciali per comprendere la dinamica del clima passato e per modellare le risposte delle calotte glaciali a future variazioni climatiche.

L’estensione massima della calotta glaciale del Mar di Kara si verificò nel primo Weichseliano (MIS 5d-5b), estendendosi ben a sud delle Montagne Byrranga sulla Penisola di Taymyr, confluendo con la calotta glaciale dell’Altopiano di Putorana a sud-est e avanzando sulle pianure basse del nord-ovest siberiano, fino a raggiungere il margine settentrionale della piattaforma continentale. Il ritiro dei ghiacci del primo Weichseliano fu seguito da un avanzamento limitato nel Medio Weichseliano (MIS 4) verso sud. Tuttavia, verso nord, i ghiacci raggiunsero il margine della piattaforma continentale e si unirono alla calotta glaciale di Svalbard-Barents a ovest. Il ciclo di till/marino più elevato su Severnaya Zemlya indica che quest’arcipelago era ricoperto di ghiaccio da MIS 5d a MIS 4 (Möller et al., 2006). Capo Chelyuskin, a est, non era coperto di ghiaccio (Möller et al., 2008), ma la costa settentrionale della Siberia fu interessata dal ghiaccio MIS 4 sulla Penisola di Taymyr (Alexanderson et al., 2001), che si estese significativamente nelle pianure basse nord-occidentali della Siberia (Astakhov e Nazarov, 2010; Astakhov, 2013). L’entità della calotta glaciale del Mar di Kara durante l’Ultimo Massimo Glaciale (LGM) è oggetto di dibattito (Svendsen et al., 2004a). Le evidenze terrestri del suo avanzamento sono limitate alla costa più settentrionale della Penisola di Taymyr (Alexanderson et al., 2001), mentre Severnaya Zemlya era prevalentemente libera da ghiaccio durante il LGM (Raab et al., 2003; Möller et al., 2006). Tuttavia, basandosi su profili subfondali marini sullo scaffale del Mar di Kara, Polyak et al. (2008) argomentano a favore della presenza di un till del LGM su parti di esso. Si suggerisce che il ghiaccio del LGM abbia raggiunto lo Stretto di Vilkitsky a est e si sia spostato attraverso la piattaforma verso il sistema di drenaggio del Voronin che sfocia nell’Oceano Artico (Fig. 3). Ecosondaggi dettagliati a est di Novaya Zemlya non mostrano indicazioni di una calotta glaciale del LGM immediatamente a ovest e nord-ovest della Penisola di Taymyr (Stein et al., 2002; Dittmers et al., 2008), mettendo in discussione una connessione meridionale tra la calotta glaciale del LGM del Mare di Barents-Kara e una calotta glaciale locale sulla Penisola di Taymyr (Stein et al., 2002; Dittmers et al., 2008). Sebbene la maggior parte dei dati stratigrafici e glacio-isostatici suggeriscano la formazione ripetuta di centri di accumulo di massa glaciale nel Mar di Kara, i dati sulla direzione del flusso glaciale, interpretati dalle strutture dei till e dalla glaciotettonica in sezioni chiave come Severnaya Zemlya (Möller et al., 2006), Capo Chelyuskin (Möller et al., 2008), la Penisola di Yamal (Forman et al., 2002) e la Penisola di Yugorski (Lokrantz et al., 2003), indicano un flusso glaciale da altri centri di dispersione. Una soluzione possibile a questo enigma è proposta da Möller et al. (2006) e Ingólfsson et al. (2008), i quali, nel loro modello di accumulo e decadimento della calotta glaciale, sostengono che isole e alture alla periferia del Mar di Kara fungevano da aree di nucleazione critica per la formazione di calotte glaciali locali che successivamente si univano nell’area poco profonda della piattaforma continentale, crescendo così in domi completi della calotta glaciale del Mar di Kara.

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