La calotta glaciale della Groenlandia nordoccidentale durante il Pleistocene inferiore era simile a quella di oggi

Autori: Andrew J. Christ1,2, Paul R. Bierman1,2, Paul C. Knutz3, Lee B. Corbett1, Julie C. Fosdick4, Elizabeth K. Thomas5, Owen C. Cowling5, Alan J. Hidy6, Marc W. Caffee7,8

1 Dipartimento di Geologia, Università del Vermont, Burlington, VT, USA 2 Istituto Gund per l’Ambiente, Università del Vermont, Burlington, VT, USA 3 Dipartimento di Geofisica, Servizio Geologico della Danimarca e Groenlandia, Copenhagen, Danimarca 4 Dipartimento di Geoscienze, Università del Connecticut, Storrs, CT, USA 5 Dipartimento di Geologia, Università dello Stato di New York a Buffalo, Buffalo, NY, USA 6 Centro per la Spettrometria di Massa Acceleratore, Laboratorio Nazionale di Lawrence Livermore, Livermore, CA, USA 7 Dipartimento di Fisica e Astronomia, Università Purdue, West Lafayette, IN, USA 8 Dipartimento di Scienze della Terra, Atmosferiche e Planetarie, Università Purdue, West Lafayette, IN, USA

Riassunto La lunga storia della calotta glaciale della Groenlandia rimane enigmatica. Il diamict marino, vicino ai ghiacciai, fornisce un record diretto, sebbene discontinuo, del comportamento della calotta; tuttavia, è poco utilizzato come archivio climatico. Presentiamo qui uno studio innovativo, utilizzando molteplici proxy, su un diamict marino del Pleistocene inferiore della Groenlandia nordoccidentale. Le basse concentrazioni di nuclidi cosmogenici rivelano una scarsa esposizione superficiale, analogamente ai sedimenti terrestri contemporanei. Le età dell’apatite detritica (U-Th-Sm)/He (AHe) risalgono a oltre 150 milioni di anni prima della glaciazione, suggerendo che, 1.9 milioni di anni fa, la calotta non aveva ancora formato fiordi abbastanza profondi da esporre granuli con età AHe recenti. Il diamict contiene anche cere vegetali, probabilmente provenienti dalle aree terrestri circostanti la calotta. Questi dati confermano l’esistenza di una calotta glaciale persistente e dinamica nella Groenlandia nordoccidentale già 1.9 milioni di anni fa, e attestano il valore del diamict come archivio della storia e dei processi della calotta glaciale.

Riassunto per un Pubblico Generico Il comportamento della calotta glaciale della Groenlandia nel corso di milioni di anni è poco noto. Analizzando sedimenti di 1.9 milioni di anni fa, depositati dal ghiaccio sui fondali marini, abbiamo cercato di ricostruire la storia a lungo termine della calotta. Basse concentrazioni di isotopi cosmogeni indicano una copertura glaciale costante e un’intensa erosione glaciale. Le età antiche dell’apatite suggeriscono che non erano ancora state erose valli glaciali profonde. Le cere fogliari, prodotte da piante e alghe, segnalano una copertura glaciale non totale. Già 1.9 milioni di anni fa, la calotta glaciale della Groenlandia era una presenza persistente, dinamica e fortemente erosiva nel panorama climatico e geografico terrestre.

  1. Introduzione Comprendere il comportamento della calotta glaciale della Groenlandia (GrIS) durante climi più caldi del presente è fondamentale (Clark et al., 2016); tuttavia, il comportamento e lo stato del GrIS prima dell’Ultimo Massimo Glaciale rimangono poco compresi (Bierman et al., 2016) poiché l’attuale copertura glaciale oscura e l’erosione glaciale ha rimosso le testimonianze terrestri della storia del GrIS (Funder et al., 2001; McFarlin et al., 2018). Gran parte della storia conosciuta del GrIS nel profondo tempo si basa su archivi marini, inclusi sondaggi sismici (Knutz et al., 2019) e carote di sedimenti prelevati tramite perforazioni in acque profonde (Bierman et al., 2016; Helland & Holmes, 1997; Reyes et al., 2014; Tripati et al., 2008) (Figura 1). Le carote d’acqua profonda, generalmente situate lontano dalle uscite del GrIS, registrano non solo gli apporti dalla Groenlandia, ma anche i cambiamenti nel clima globale e nei ghiacciai sulle masse terrestri adiacenti. Il materiale grossolano scarsamente presente nei sedimenti marini profondi limita le tecniche utilizzate negli ambienti terrestri, inclusi i nuclidi cosmogenici (Dunai, 2010) e i termocronometri a bassa temperatura (Farley, 2002).

I depositi marini glaciali prossimali al ghiaccio rappresentano un archivio promettente dei cambiamenti della calotta glaciale. Le ripetute espansioni della calotta hanno eroso il paesaggio groenlandese e depositato il diamict, un miscuglio mal assortito di sedimenti, accessibile mediante carotaggi poco profondi, sulla piattaforma continentale (Knutz et al., 2019). Rispetto ai record marini profondi, il diamict è sottoutilizzato come archivio climatico perché può essere difficile da recuperare, interpretare e datare (Barker et al., 1999). Tuttavia, il diamict offre diversi vantaggi rispetto ai sedimenti pelagici. A differenza dei detriti trasportati dal ghiaccio nei sedimenti marini profondi, il diamict prossimale al ghiaccio riduce l’incertezza sulla provenienza dei sedimenti. Il diamict spesso contiene abbondanti granuli di dimensioni sabbiose e un miscuglio di minerali, consentendo analisi variegate. Come prova del concetto, abbiamo esaminato il diamict del nucleo 344S-U0110 recuperato da Melville Bugt (Figura 1). I vincoli di età paleomagnetica Olduvai, combinati con cronologie di pozzi legate a dati di riflessione sismica, indicano che questo diamict è del Pleistocene inferiore (1.8-2.0 Ma) (Knutz et al., 2019). Questi sedimenti glaciali sono stati depositati durante la fase iniziale del sistema di drenaggio della calotta glaciale paleo di Melville Bugt, un grande ventaglio di bocca di trogolo sulla margine nordoccidentale della Groenlandia (Figura 1b) (Knutz et al., 2019) (informazioni a supporto). La copertura glaciale oscura gran parte della geologia del substrato roccioso della Groenlandia nordoccidentale, che è generalmente caratterizzata da rocce cristalline e metasedimentarie archeane e proterozoiche, carbonati ordoviciani, basalti mesozoici, rocce sedimentarie dal Cretaceo all’Eoceno inferiore e vulcaniti del Paleogene estese (Gregersen et al., 2019). Il diamict glaciale prossimale al ghiaccio sulla piattaforma continentale nella Baia di Melville proviene da queste rocce.

Riportiamo una combinazione innovativa di analisi—berillio 10 meteorico (¹⁰Bem), berillio 10 e alluminio 26 prodotti in situ (¹⁰Bei, ²⁶Ali), termocronologia di apatite (U-Th-Sm)/He (AHe), e biomarcatori lipidici—su questo diamict marino glaciale. L’abbondanza di materiale delle dimensioni della sabbia e la diversità dei minerali permettono analisi che sono impraticabili in sedimenti fini e distanti dal ghiaccio. Questa analisi multiproxy del diamict glaciale delinea lo stato e il comportamento del GrIS durante il Pleistocene inferiore. Presentiamo molteplici linee di evidenza che vincolano le storie di esposizione ed erosione del paesaggio su diverse scale temporali e di profondità. Questi dati illuminano le somiglianze e le differenze tra il Pleistocene inferiore e il GrIS moderno.

Figura 1. Area di studio.

(a) Groenlandia e località di questo studio

  • Stella gialla e cerchi: Indicano i siti specifici degli studi.
    • Stella gialla: Posizione specifica dello studio attuale.
    • Cerchi colorati: Indicano le località di altri studi correlati al berillio-10 (¹⁰Be).
      • Cerchi bianchi: Nuclei marini.
      • Cerchio verde: Posizione della carota di ghiaccio GISP2.
      • Cerchio arancione: Sedimenti terrestri moderni.
  • Colori: Corrispondono a quelli della Figura 2, che presumibilmente dettaglia ulteriori informazioni su questi campioni o studi.

(b) Topografia del substrato roccioso e nucleo 344S-U0110

  • Mappa del rilievo del substrato roccioso: Mostra la topografia del letto roccioso della Groenlandia nordoccidentale e di Melville Bugt.
  • Stella gialla: Indica la posizione della carota 344S-U0110.

Dati Utilizzati

  • Dati di batimetria: Forniti dalla Carta Batimetrica Internazionale dell’Oceano Artico.
  • Dati di velocità del ghiaccio: Provenienti da ESA Sentinel-1.
  • Linee costiere e di grounding: Mostrate rispettivamente in grigio e nero.

Scopo e Rilevanza

Questa figura fornisce una visione geografica e geologica essenziale delle aree di interesse per lo studio delle dinamiche storiche e attuali della calotta glaciale della Groenlandia. Le localizzazioni sono cruciali per interpretare i risultati delle analisi dei sedimenti e delle carote di ghiaccio, inclusi quelli riguardanti il berillio-10 meteorico (¹⁰Bem), il berillio-10 e l’alluminio-26 prodotti in situ (¹⁰Bei, ²⁶Ali), e altre analisi, nel contesto dei cambiamenti climatici globali e regionali.

2. Materiali e Metodi

Abbiamo ottenuto un intervallo di 70 cm dal sito 344S-110, che ha perforato una sezione di 124 m di diamict fangoso (Acton & E.S. Scientists, 2012; Knutz et al., 2019). Il campione proveniva dal Sito U110, a una profondità di 80,20-80,90 m sotto il fondale marino, e corrispondeva a un avanzamento glaciale del bordo della piattaforma continentale nel Pleistocene inferiore. Il campione è stato suddiviso in diverse dimensioni di grano (<125, 125–250, 250–850, 850–2,000, >2,000 μm), forme (angolare vs. arrotondata) e composizioni minerali (mafici vs. quarzo) (Figura S1). Durante la setacciatura, abbiamo notato frammenti di gusci carbonatici. Circa il 20% dei granelli di quarzo erano ben arrotondati, alcuni dei quali macchiati di ferro. Questi dati indicano che il diamict è composto da sedimenti marini e terrestri con storie di alterazione variabili. Da 1,2 kg di sedimenti, ogni frazione granulometrica ha fornito materiale sufficiente per analisi di nuclidi cosmogenici, termocronologia (AHe) e biomarcatori lipidici. Le procedure di laboratorio dettagliate sono descritte nelle informazioni supplementari.

Le concentrazioni di berillio-10 (¹⁰Be) e alluminio-26 (²⁶Al) cosmogenici in rocce e sedimenti rivelano storie di esposizione, erosione e sepoltura del paesaggio vicino alla superficie (Dunai, 2010). Il berillio-10 meteorico (¹⁰Bem) si forma nell’atmosfera e si deposita sulla superficie terrestre accumulandosi in suolo, regolite e sedimenti pelagici (Graly et al., 2010). Un elevato ¹⁰Bem nel diamict marino glaciale indica l’erosione e il trasporto di suoli o regoliti esposti a lungo da paesaggi preglaciali e/o interglaciali (Graly et al., 2018), nonché la sedimentazione pelagica durante riduzioni della copertura di ghiaccio marino (Yokoyama et al., 2016). Un basso ¹⁰Bem suggerisce la rimozione del regolite preglaciale e/o una copertura significativa di ghiaccio marino. Abbiamo analizzato il ¹⁰Bem sui rivestimenti dei granelli di tutte le frazioni di dimensione e minerali e forme per granelli >125 μm (n = 9).

Nei paesaggi privi di ghiaccio, il ¹⁰Be in situ (¹⁰Bei) e il ²⁶Al in situ (²⁶Ali) sono prodotti nei primi 2-3 m di roccia e sedimenti superficiali tramite spallazione di neutroni, con una produzione minoritaria di muoni che si estende per decine di metri (Dunai, 2010). I ghiacciai basati sull’acqua scavano nei materiali sottostanti con basse concentrazioni di ¹⁰Bei e ²⁶Ali, mentre la riesposizione durante periodi con ridotta copertura glaciale aumenta queste concentrazioni nei materiali superficiali (Bierman et al., 2016; Shakun et al., 2018). ¹⁰Bei e ²⁶Ali vengono prodotti in Groenlandia in un rapporto di 7,3 ± 0,3 nei materiali superficiali (Corbett et al., 2017) e in rapporti più elevati in profondità a causa dei muoni (Balco, 2017). La vita media del ²⁶Ali è inferiore a quella del ¹⁰Bei; quindi, le deviazioni misurate dal rapporto di produzione riflettono complesse storie di esposizione, erosione e/o sepoltura. Per dedurre la storia predeposizionale dei sedimenti, le concentrazioni di ¹⁰Be e ²⁶Al vengono corrette per il decadimento fino al momento della deposizione. Abbiamo analizzato ¹⁰Bei e ²⁶Ali su tutte le frazioni di quarzo >125 μm (n = 6), inclusa una campionatura duplicata (250–850 μm), e le forme (angolare vs. rotonda) nella frazione 850–2,000 μm.

Nelle ambientazioni glaciali, i termocronometri a bassa temperatura, inclusi quelli AHe, sono fondamentali per quantificare la tempistica e l’entità dell’erosione crostale nelle aree di origine dei sedimenti. Questi strumenti forniscono vincoli sull’incisione delle calotte glaciali, che formano valli glaciali e fiordi (Christeleit et al., 2017; Ehlers et al., 2015). Il termocronometro AHe si basa sulla produzione di ^4He dalla decadita radioattiva di U e Th e sulla diffusione termica di ^4He a basse temperature di chiusura, tipicamente a profondità superficiali (<3 km) nella crosta terrestre (Farley, 2000; Reiners & Brandon, 2006). L’He in apatite è parzialmente trattenuto a temperature inferiori a circa 70-90 °C—corrispondenti a profondità superficiali (<3 km) nella crosta terrestre—e completamente trattenuto al di sotto di circa 30-40 °C, a seconda della chimica del minerale e del tasso di raffreddamento (Farley, 2002; Flowers et al., 2009; Shuster et al., 2006). Studi di apatite detritica sui sedimenti glaciali possono rivelare incisioni profonde di valli glaciali/fiordi che hanno esposto granuli di apatite con età AHe recenti (Bernard et al., 2016; Jess et al., 2018; Tochilin et al., 2012).

Per investigare se l’incisione glaciale profonda lungo il margine nord-occidentale della calotta glaciale della Groenlandia (NW GrIS) avesse prodotto età AHe recenti, abbiamo analizzato 10 granuli di apatite detritica.

Sulle piattaforme continentali precedentemente glacializzate, dove i sedimenti pelagici stratificati sono rari, i biomarcatori lipidici nel diamict offrono l’opportunità di valutare la produzione primaria in e attorno alla Groenlandia nel tempo. La flora terrestre produce lipidi n-alchilici a catena lunga, come le cere fogliari, mentre la flora marina produce lipidi n-alchilici a catena corta e alchenoni a catena lunga (Castaneda & Schouten, 2011; Moros et al., 2016; Sachs et al., 2018). La presenza di acidi n-alcanoici ben conservati indica una produttività vegetale contemporanea, dato che gli acidi n-alcanoici sono più labili e meno probabili di essere preservati e erosi dalle rocce sedimentarie circostanti rispetto agli n-alcani (Drenzek et al., 2007). Abbiamo quantificato gli acidi n-alcanoici, gli n-alcani e gli alchenoni nella frazione di dimensione inferiore a 125 μm per valutare la produzione primaria terrestre e marina nella Groenlandia nordoccidentale durante il Pleistocene inferiore.

3. Risultati

3.1 Concentrazioni Estremamente Basse di ¹⁰Be e ²⁶Al Cosmogenici

Le concentrazioni di ¹⁰Be e ²⁶Al cosmogenici, corrette per il decadimento dopo 1,9 milioni di anni di sepoltura post-deposizionale, risultano estremamente basse attraverso tutte le dimensioni, forme e frazioni minerali dei sedimenti, con ¹⁰Bem (10⁵–10⁷ atomi g⁻¹) che è almeno due ordini di grandezza superiore rispetto a ¹⁰Bei (10³ atomi g⁻¹) (Figura 2 e Tabelle S1 e S2). Né le concentrazioni di ¹⁰Bem né quelle di ¹⁰Bei sono correlate alla dimensione del grano, eccetto per la frazione fine (GEUS01: <125 µm), che ha mostrato la più alta concentrazione di ¹⁰Bem corretta per il decadimento (4,1 ± 0,01 × 10⁷ atomi g⁻¹; media pesata ±1 sigma) (Tabella S1 e Figura 2). Il ¹⁰Bem legato ai minerali mafici (1,7 ± 0,6 × 10⁶ atomi g⁻¹, n = 3) è di un ordine di grandezza maggiore rispetto alle frazioni di quarzo (3,8 ± 0,1 × 10⁵ atomi g⁻¹, n = 5). Le concentrazioni medie ponderate e corrette per il decadimento di ¹⁰Bei (5,3 ± 2,0 × 10³ atomi g⁻¹) e ²⁶Ali (4,8 ± 2,3 × 10⁴ atomi g⁻¹) sono basse (n = 6), senza mostrare una tendenza relativa alla dimensione del grano, e portano a un rapporto medio ponderato di ²⁶Ali/¹⁰Bei di 9,1 ± 1,5 (Figura S4 e Tabelle S2, S4, S6).

3.2 Età Detritiche AHe Antiche (>160 Ma)

Le apatiti detritiche hanno rivelato età AHe di singoli granelli che vanno da 159 a 686 Ma (Figure 3 e S5 e Tabella S7) senza età del Cenozoico. Le 10 età AHe si dividono in quattro gruppi (Figura 3): Giurassico (159–181 Ma, n = 3), Triassico superiore (221–228 Ma, n = 2), Carbonifero superiore-Permiano (267–305 Ma, n = 4), e Neoproterozoico (686 Ma, n = 1), senza correlazioni evidenti tra età e dimensione del grano (~70–82 µm) (Figura S5a) o rapporto Th/U (0,03–1,6) (Figura S5c). Le concentrazioni di uranio effettivo (eU), un indicatore del danno da radiazione alle reti cristalline, variano da circa 2 a 78 ppm (Figura S3b). Una correlazione negativa tra età ed eU suggerisce un certo influsso del danno da radiazione sulla diffusione dell’He, e quindi sulla temperatura di chiusura e sulle età AHe (Flowers et al., 2009). Per l’apatite con questo intervallo di eU (utilizzando un modello di diffusione da radiazione dopo Flowers et al., 2009, e un tasso di raffreddamento monotono di 1 °C/Ma), stimiamo temperature di chiusura di circa 45–70 °C. Le profondità di chiusura corrispondenti di circa 1,3–3,0 km (assumendo un geotermo crostale di 20–28 °C/km, Martos et al., 2018, e una temperatura superficiale media di 10 °C) forniscono un limite superiore alla profondità di erosione nelle aree di origine dei sedimenti.

3.3 Biomarcatori Lipidici Ben Conservati

Il diamict contiene biomarcatori lipidici ben conservati (Figura 4). Gli alchenoni sono presenti nei sedimenti, ma a concentrazioni basse (<50 ng g⁻¹ di sedimento secco, combinati C37:2 e C37:3). Gli acidi n-alcanoici a catena corta sono i più abbondanti (C16: 990 ± 152 ng g⁻¹, C18: 1449 ± 197 ng g⁻¹; Figura 4a e Tabella S8), mentre gli acidi n-alcanoici a catena media e lunga sono presenti a concentrazioni inferiori: C28 è il più abbondante, 482 ± 96 ng g⁻¹ (Tabella S8). Gli acidi n-alcanoici mostrano una forte preferenza pari-dispari (4,3 ± 0,6), indicando una minima degradazione, poiché la biosintesi vegetale produce acidi n-alcanoici a catena pari (Eglinton & Eglinton, 2008). Le concentrazioni di n-alcani sono inferiori a quelle degli acidi n-alcanoici (C29 è il più abbondante [309 ± 33 ng g⁻¹]; Figura 4b e Tabella S8), con una preferenza dispari-pari inferiore (2,4 ± 0,1), indicando una potenziale contaminazione da materia organica proveniente dalle rocce sedimentarie circostanti.

4. Discussione

4.1. Erosione Glaciale del Regolite Pre-Calotta Glaciale nel Pleistocene Inferiore

Le basse concentrazioni di ¹⁰Be cosmogenico meteorico (¹⁰Bem), ¹⁰Be cosmogenico in situ (¹⁰Bei), e ²⁶Al in situ (²⁶Ali) in questo diamict della piattaforma — per tutte le dimensioni, forme o tipologie minerali — suggeriscono che la Calotta Glaciale nordoccidentale della Groenlandia (GrIS) ha eroso almeno diversi metri di materiale superficiale dalle aree sorgenti dei sedimenti nel Pleistocene Inferiore. Le basse concentrazioni di nuclidi cosmogenici indicano solo un contributo minimo da sedimenti esposti in superficie o vicini alla superficie terrestre. Anche i granelli con caratteristiche evidenti di alterazione superficiale, inclusi quelli arrotondati e macchiati di ferro (GEUS06), mostrano basse concentrazioni di ¹⁰Bei (1,7 ± 2,0 × 10³ atomi g⁻¹), suggerendo un’origine da lunga sepoltura, possibilmente a causa dell’erosione di arenarie cretacee vicine (Gregersen et al., 2019).

Questo diamict del Pleistocene Inferiore proviene da un’area con esposizione minima e alti tassi di erosione, quindi è composto da materiali profondamente erosi. Il rapporto ²⁶Ali/¹⁰Bei di 1,9 Ma corretto per il decadimento di questo diamict (9,1 ± 1,5; media pesata ± 1 sigma), sebbene variabile, è maggiore del rapporto di produzione superficiale contemporanea della Groenlandia di 7,3 ± 0,3 (Corbett, Bierman, Rood, et al., 2017) (Tabella S6 e Figura S4). Rapporti ²⁶Ali/¹⁰Bei maggiori di 7 indicano una produzione indotta da muoni a profondità di decine di metri per brevi periodi (~100 kyr) (Balco, 2017). Basse concentrazioni di nuclidi, ma un rapporto ²⁶Ali/¹⁰Bei elevato, sono consistenti con l’erosione di diversi metri di materiale superficiale prima di 2,0 Ma (che avrebbe avuto concentrazioni più alte di ¹⁰Bei e ²⁶Ali e un rapporto ²⁶Ali/¹⁰Bei inferiore) seguita da una breve esposizione in profondità, poi erosione e trasporto subglaciale fino al margine della piattaforma.

Questa erosione glaciale precoce seguita da esposizione concorda con le condizioni prive di ghiaccio indicate dalla Formazione di Kap København di circa 2 Ma che presumibilmente precede il diamict analizzato (Funder et al., 2001). La presenza di ²⁶Ali supporta il modello di età (Knutz et al., 2019); se il diamict fosse molto più vecchio di 2,0 Ma, ²⁶Ali non sarebbe stato preservato a causa della sua emivita di 7 × 10⁵ anni.

Le concentrazioni di ¹⁰Bei corrette per il decadimento nel diamict (10³ atomi g⁻¹; questo studio) sono di un ordine di grandezza inferiori rispetto ai detriti trasportati dai ghiacci (10⁴ atomi g⁻¹) in sezioni di età simile nei nuclei marini profondi intorno alla Groenlandia (Bierman et al., 2016). Questo sedimento marino glaciale sulla piattaforma nord-occidentale della Groenlandia presenta quindi una storia di esposizione ed erosione diversa rispetto ai detriti trasportati dai ghiacci della stessa età recuperati nei nuclei marini profondi (Figura 2) (Bierman et al., 2016; Shakun, Corbett, Bierman, Underwood, Rizzo, Zimmerman, Caffee, Naish, & Golledge, 2018; Shakun, Corbett, Bierman, Underwood, Rizzo, Zimmerman, Caffee, Naish, Golledge, & Hay, 2018). Elevate concentrazioni di ¹⁰Bei corrette per il decadimento nei detriti trasportati dai ghiacci potrebbero derivare da fonti di sedimenti esposti subaerei, inclusi regoliti pre-glaciali o frane provenienti da alture esposte.

Le diverse concentrazioni di ¹⁰Be cosmogenico meteorico (¹⁰Bem) e ¹⁰Be cosmogenico in situ (¹⁰Bei) nel diamict della piattaforma e nel materiale basale della Calotta Glaciale della Groenlandia (GrIS) (Bierman et al., 2014; Bierman et al., 2016; Graly et al., 2018; Schaefer et al., 2016) evidenziano come i regimi termici basali spazialmente eterogenei abbiano controllato l’erosione della GrIS sin dal Pleistocene Inferiore, simile ad altre calotte glaciali (Gjermundsen et al., 2015). Le concentrazioni di ¹⁰Bem nel limo proveniente dal ghiaccio basale (10⁷–10⁸ atomi g⁻¹) (Bierman et al., 2016) e di ¹⁰Bei nel substrato roccioso subglaciale (10⁴ atomi g⁻¹) (Schaefer et al., 2016) alla base del nucleo di ghiaccio GISP2 sono almeno un ordine di grandezza maggiori rispetto alle concentrazioni corrette per il decadimento di ¹⁰Bem (10⁵–10⁶ atomi g⁻¹) e ¹⁰Bei (10³ atomi g⁻¹) in questo diamict (Figura 2). Questo suggerisce una GrIS politermale dove i settori freddi preservano suoli antichi e superfici di substrato roccioso precedentemente esposte. Invece, dove la base della GrIS raggiunge il punto di fusione per pressione, il ghiaccio erode la roccia sottostante, dove si sono accumulati pochi ¹⁰Bem e ¹⁰Bei. Anche se alcuni sedimenti provengono da superfici con elevate concentrazioni di ¹⁰Bei o ²⁶Ali, le concentrazioni di nuclidi cosmogenici nel diamict offshore devono essere diluite da un considerevole apporto di sedimenti provenienti da aree profondamente erose.

Il diamict della piattaforma del Pleistocene Inferiore che abbiamo analizzato rispecchia isotopicamente i sedimenti scaricati oggi ai margini della calotta glaciale (Graly et al., 2018; Nelson et al., 2014) (Figura 2). Le concentrazioni di ¹⁰Bem (10⁵–10⁷ atomi g⁻¹) sono simili a quelle misurate nei sedimenti englaciali moderni (10⁶–10⁸ atomi g⁻¹) e nei sedimenti subglaciali e glaciofluviali (10⁵–10⁷ atomi g⁻¹) dal margine della GrIS (Graly et al., 2018). Le concentrazioni di ¹⁰Bei (10³ atomi g⁻¹) si avvicinano più a quelle nei sedimenti terrestri moderni di regioni glacializzate (10³–10⁴ atomi g⁻¹) che non a quelle delle aree prive di ghiaccio (10⁴–10⁵ atomi g⁻¹) (Goehring et al., 2010; Nelson et al., 2014; Corbett, Bierman, Neumann, et al., 2017). Deduiamo quindi che i processi erosivi della GrIS nel Pleistocene Inferiore erano simili a quelli odierni, con zone di ghiaccio erosivo che producono sedimenti con basse concentrazioni di ¹⁰Bei, mentre i settori freddi preservano concentrazioni più elevate di ¹⁰Bei.

Figura 2: Concentrazioni dei nuclidi cosmogenici ¹⁰Be cosmogenico meteorico (¹⁰Bem) e ¹⁰Be in situ (¹⁰Bei) nei sedimenti

  • Pannello (a) – ¹⁰Bem: Mostra le concentrazioni di ¹⁰Be cosmogenico meteorico nei sedimenti, con diversi colori che rappresentano le diverse fonti:
    • Giallo: Diamict di questo studio.
    • Bianco: Depositi marini profondi (IRD, Ice Rafted Debris).
    • Verde: Materiale basale del nucleo di ghiaccio GISP2.
    • Blu: Sedimenti terrestri moderni.
    Le concentrazioni di ¹⁰Bem sono corrette per un tempo di sepoltura di 1.9 milioni di anni e sono presentate in base alla dimensione del grano e alla frazione minerale. Le linee rosse indicano la media (linea piena) e la mediana (linea tratteggiata) per tutti i set di dati, mentre il riquadro grigio evidenzia l’intervallo delle misurazioni di ¹⁰Bem di questo studio per il confronto.
  • Pannello (b) – ¹⁰Bei: Presenta le concentrazioni di ¹⁰Bei, organizzate in modo simile al pannello (a). Anche qui, i colori rappresentano le stesse categorie di sedimenti. Le misure di ¹⁰Bei nei diversi contesti sedimentari e geologici della Groenlandia sono mostrate, con un’enfasi sulle variazioni rispetto alle fonti diverse.

Questa figura evidenzia le differenze nelle concentrazioni di ¹⁰Be tra vari tipi di sedimenti e contesti geologici in Groenlandia, illustrando l’impatto dei processi geologici e climatici sulla distribuzione di questo isotopo nei diversi ambienti sedimentari della regione.

Figura 3: Funzione di Densità di Probabilità delle Età di Apatite (U-Th-Sm)/He

Questa figura visualizza la funzione di densità di probabilità delle età di apatite determinate attraverso la datazione (U-Th-Sm)/He. Questo metodo è utilizzato per analizzare la storia termica delle rocce e gli eventi tettonici associati.

  • Linee Sottili Colorate: Ogni linea rappresenta una distribuzione Gaussiana delle età per un determinato gruppo di campioni di apatite, codificate per colore in base al raggruppamento d’età. Queste linee mostrano la variabilità e la distribuzione delle età misurate all’interno di ciascun gruppo.
  • Linea Spessa: Questa linea rappresenta la funzione di densità di probabilità cumulativa per l’intera popolazione di campioni analizzati (n = 10), combinando le informazioni di tutte le linee sottili in una visione complessiva.

Le aree colorate di sfondo rappresentano diversi eventi termico-tettonici significativi per la Groenlandia occidentale, e sono associate a specifici riferimenti bibliografici che documentano questi eventi:

  • Verde: Correlato agli eventi tettonici verificatisi durante il Devoniano.
  • Azzurro: Associato al processo di rifting avvenuto nel Cretaceo.
  • Rosa: Corrisponde all’Orogenesi Ellesmeriana.

Questi background colorati aiutano a correlare le età (U-Th-Sm)/He delle apatiti con gli eventi geologici noti nella regione, come riportato nelle pubblicazioni (Alsulami et al., 2015; Gregersen et al., 2019; Henriksen et al., 2009). Analizzando queste età in relazione agli eventi geologici, si può dedurre la tempistica dell’esposizione delle rocce a temperature che facilitano la diffusione dell’elio, offrendo quindi intuizioni preziose sulla storia termica e l’attività tettonica della zona.

Figura 4: Risultati dei Biomarcatori Lipidici

(a) Frazione di Acidi Metilati

Questo pannello mostra i picchi degli esteri metilici degli acidi grassi, con lunghezze di catena pari. Questi picchi sono etichettati con il numero di atomi di carbonio nella catena:

  • C₁₆ e C₁₈: Comuni negli acidi grassi delle alghe marine, indicati qui come rappresentativi delle alghe marine.
  • C₂₀, C₂₂, C₂₄, C₂₆, C₂₈, C₃₀, C₃₂: Questi picchi rappresentano gli acidi grassi caratteristici delle piante terrestri, con diverse lunghezze di catena carboniosa che variano da 20 a 32 atomi di carbonio.

(b) Frazione Apolare

Il secondo pannello illustra i picchi degli n-alcani con lunghezze di catena dispari, anch’essi etichettati con il numero di atomi di carbonio nella catena:

  • C₂₃, C₂₅, C₂₇, C₂₉, C₃₁, C₃₃, C₃₇: Questi picchi sono tipici degli n-alcani derivanti dalle piante terrestri, evidenziando la predominanza di catene dispari nei composti lipidici vegetali.

Interpretazione Complessiva

La Figura 4 fornisce un’analisi dettagliata dei lipidi identificati nei campioni studiati, con un focus particolare sulle catene carboniose degli acidi grassi e degli n-alcani. Questi risultati sono fondamentali per determinare le fonti biologiche dei lipidi, riflettendo le differenze tra i contributi marini e terrestri al deposito sedimentario. La chiara distinzione tra acidi grassi e n-alcani in queste analisi aiuta a ricostruire l’ambiente deposizionale e le interazioni ecologiche passate, fornendo dati cruciali per interpretazioni paleoambientali e paleoclimatiche.

4.2. L’assenza di fiordi profondamente scavati a Melville Bugt

Sebbene i dati sui nuclidi cosmogenici suggeriscano un’erosione sorgente di almeno diversi metri, le età consistentemente antiche (superiori a 160 Ma) di ^4He estratto da apatite (AHe) non mostrano prove di incisioni glaciali su scala di fiordo (superiori a 1.3 km) entro 2.0 Ma (Figura 3). Le apatiti con età AHe del Carbonifero superiore-Permiano potrebbero corrispondere alle fonti sedimentarie dalla cintura orogenica Ellesmeriana nell’estremo nord della Groenlandia (Henriksen et al., 2009). La cronologia delle deformazioni di questo evento non è ben conosciuta, ma è successiva al tardo Devoniano (370 Ma). Le apatiti di età giurassica precedono il rifting cretaceo e il vulcanismo basaltico del Paleogene (Alsulami et al., 2015) in Groenlandia occidentale; non esistono fonti o eventi termogenici noti che possano spiegare queste età granulari (Gregersen et al., 2019).

La mancanza di età AHe inferiori a 150 Ma suggerisce che il diamict derivi da aree che hanno subito poche incisioni nel Pliocene o nel Pleistocene inferiore, sebbene sia necessaria un’analisi detritica estesa per identificare con certezza le aree di origine. I sedimenti derivanti dall’erosione profonda dei fiordi avrebbero prodotto età AHe più giovani rispetto agli eventi termici noti, come osservato nel nord-est della Groenlandia (Bernard et al., 2016) o nell’incisione della calotta glaciale patagonica delle Ande (Christeleit et al., 2017). Queste fonti sedimentarie potrebbero includere i livelli topografici più alti degli attuali fiordi e le creste intermedie, e/o le aree di altopiano a basso rilievo all’interno del margine continentale della Groenlandia (Figura 1b). Mentre i nostri dati sui nuclidi cosmogenici indicano lo spogliamento del paesaggio preglaciale o interglaciale, le età AHe consistentemente antiche dimostrano che l’erosione glaciale sotto la GrIS nord-occidentale non aveva ancora inciso caratteristiche su scala di fiordo entro 1.9 Ma.

4.3. Produttività Primaria Terrestre nel Pleistocene Inferiore in Groenlandia

Nonostante le prove di un’erosione glaciale di diversi metri, i biomarcatori recuperati dal diamict indicano un contributo sedimentario proveniente da regioni con vegetazione terrestre (Figura 4); ciò suggerisce la presenza di condizioni prive di ghiaccio attorno ai margini della calotta glaciale prima di 1,8–2,0 Ma. Le piante terrestri oloceniche e i sedimenti lacustri della Groenlandia non presentano elevate concentrazioni di acidi n-alcanoici a catena corta (<C20) o n-alcani, ma includono abbondanti acidi n-alcanoici e n-alcani a catena media e lunga, fino a due ordini di grandezza più concentrati rispetto al diamict analizzato (Berke et al., 2019; Thomas et al., 2016; Thomas et al., 2018). Il diamict è dominato da acidi n-alcanoici a catena più lunga (C26 e C28) rispetto ai sedimenti lacustri olocenici della Groenlandia, che includono apporti aggiuntivi da macrofite acquatiche e sono dominati da C24 (Thomas et al., 2016).

Deduciamo che gli acidi n-alcanoici da C20 a C32 derivino da piante terrestri cresciute in aree esposte attorno al margine della GrIS, similmente all’Olocene. Una forte preferenza pari-dispari degli acidi n-alcanoici indica che questi composti sono ben conservati e probabilmente non sono stati esposti subaerei per lungo tempo prima della loro deposizione in questo diamict. Dato il livello di concentrazione e conservazione di questi biomarcatori, è improbabile che derivino da materiale trasportato dal vento. La conservazione degli acidi n-alcanoici a catena lunga in questo diamict indica che le aree prive di ghiaccio e coperte di vegetazione della Groenlandia nordoccidentale erano già presenti prima del trasporto da avanzamenti successivi della calotta glaciale e della deposizione in questo diamict.

La presenza di lipidi algali marini, frammenti di conchiglie e elevate concentrazioni di ¹⁰Be cosmogenico meteorico (¹⁰Bem) nella frazione <125 µm (GEUS01) suggerisce che il ghiaccio basale abbia rielaborato sedimenti marini da periodi precedenti di ridotta copertura glaciale sulla piattaforma (Figura 4). Gli acidi n-alcanoici a catena corta, prodotti dalle alghe marine in tutto l’Oceano Artico oggi (Sachs et al., 2018), e gli alchenoni — biomarcatori dei coccolitofori marini (Moros et al., 2016) — indicano fonti di sedimenti marini (Sachs et al., 2018). Le concentrazioni più elevate di ¹⁰Bem in GEUS01 <125 µm (41,0 ± 0,001 × 10⁶ atomi g⁻¹), rispetto a tutte le altre misurazioni sulle frazioni >125 µm (media: 0,89 ± 0,71 × 10⁶ atomi g⁻¹), suggeriscono che la frazione fine sia un miscuglio di sedimenti pelagici e derivati subglacialmente. Nei moderni ambienti marini glaciale come il Mare di Ross, Antartide, la transizione dalle condizioni sotto la piattaforma di ghiaccio a quelle marine aperte durante l’Olocene ha aumentato le concentrazioni di ¹⁰Bem nei sedimenti (fino a 10⁹ atomi g⁻¹) (Yokoyama et al., 2016). Tuttavia, le concentrazioni corrette per il decadimento nel diamict 344S sono due ordini di grandezza inferiori rispetto alle misurazioni oloceniche nel Mare di Ross. L’elevato ¹⁰Bem nella frazione fine di sedimenti del Pleistocene Inferiore 344S riflette probabilmente un miscuglio di sedimenti pelagici rielaborati (ricchi di ¹⁰Bem) e sedimenti fini derivati subglacialmente (poveri di ¹⁰Bem).

5. Implicazioni

I nostri dati indicano che durante il Pleistocene Inferiore, la Groenlandia nordoccidentale era simile all’attuale, con un’importante copertura glaciale, erosione glaciale sotto il ghiaccio a base calda e aree costiere prive di ghiaccio che ospitavano vegetazione. Questi dati suggeriscono l’esistenza di una calotta glaciale in gran parte persistente, ma dinamica, nella Groenlandia nordoccidentale sin dal Pleistocene Inferiore (Knutz et al., 2019). Le concentrazioni di ¹⁰Be corrette per il decadimento nel diamict rispecchiano le misurazioni di ¹⁰Be nei sedimenti scaricati dalla GrIS oggi (Figura 2) e il rapporto ²⁶Al/¹⁰Be, sebbene incerto, supera il rapporto di produzione superficiale osservato in Groenlandia (Corbett, Bierman, Rood, et al., 2017). Queste osservazioni suggeriscono che la maggior parte del materiale subglaciale che abbiamo analizzato proveniva da regioni con alti tassi di erosione. I sedimenti scaricati ai margini del ghiaccio diluivano efficacemente i sedimenti delle aree prive di ghiaccio (Nelson et al., 2014). Entro 1,9 Ma, l’erosione subglaciale nella Groenlandia nordoccidentale aveva già rimosso i materiali superficiali, lasciando solo poche migliaia di atomi g⁻¹ di ¹⁰Be in situ (¹⁰Be_i) e ²⁶Al in situ (²⁶Al_i) nei granuli di quarzo, probabilmente prodotti da reazioni muoniche a decine di metri di profondità.

Le condizioni prive di ghiaccio nelle aree sorgenti del diamict erano così limitate—sia spazialmente sia temporalmente—che il ¹⁰Be non poteva accumularsi significativamente nelle rocce o nei sedimenti prima dell’erosione glaciale. Le basse concentrazioni di nuclidi cosmogenici nel diamict marino rispetto alle concentrazioni elevate nel substrato roccioso subglaciale del GISP2 evidenziano le condizioni politermali, e quindi la variata efficienza erosiva, sotto la GrIS. In contrasto, le vecchie età detritiche di Apatite (U-Th-Sm)/He (AHe) indicano che la denudazione glaciale delle aree sorgenti dei sedimenti, sebbene sufficiente a rimuovere la maggior parte di ¹⁰Be_i e ²⁶Al_i, non aveva scavato fiordi profondi prima del 1,9 Ma nella Groenlandia nordoccidentale. L’abbondanza di biomarcatori lipidici terrestri e marini ben conservati, frammenti di bivalve e elevate concentrazioni di ¹⁰Be cosmogenico meteorico (¹⁰Be_m) nei sedimenti <125 µm suggeriscono che la calotta glaciale trasportava e rielaborava sedimenti originariamente depositati sia in condizioni marine aperte sia da aree marginali prive di ghiaccio.

Le analisi multiparametriche del diamict glaciale dimostrano la sua utilità come archivio dei processi glaciali nei margini attualmente deglaciazione. L’analisi sistematica del diamict glaciale consentirà di valutare i cambiamenti a lungo termine nell’erosione glaciale, nella copertura di ghiaccio e nella vegetazione nelle regioni polari. Poiché il diamict è un miscuglio di sedimenti erosi, integra e contiene informazioni sui processi superficiali. I biomarcatori lipidici forniscono intuizioni sugli ecosistemi mentre i nuclidi cosmogenici e le età di Apatite (U-Th-Sm)/He nel diamict forniscono informazioni sull’erosione a diverse profondità. Il diamict offre un archivio promettente della storia del clima e delle calotte glaciali.

https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/full/10.1029/2019GL085176#:~:text=Our%20data%20suggest%20that%20during,free%20areas%20that%20harbored%20vegetation.

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