Fronteras en Ciencias de la Tierra

Introducción

Actualmente se han documentado cerca de 400 lagos individuales bajo las capas de hielo antárticas, con tipos de lagos» estáticos » e hidrológicamente activos, de flujo continuo (Smith et al., 2009; Wright y Siegert, 2012). El lago Vostok se encuentra entre 76° y 79 ° S y 100° a 107 ° E y ha sido una fuente de gran interés desde la documentación de su profundidad por Kapitsa et al. (1996). El lago Vostok, de ~260 km de longitud y 50 km de ancho, es el más grande de los lagos subglaciales. El lago tiene una profundidad de agua de más de 500 m y se encuentra debajo de ~4 km de hielo(Siegert et al., 2011). Las estimaciones de la edad del lago sugieren que pudo haber existido durante ~14 Ma, mientras que la edad del agua se estima en ~1 Ma(Siegert et al., 2011). La perforación del núcleo de hielo de Vostok recuperó más de 200 m de agua acumulada del lago bajo hielo glaciar de origen meteórico (Jouzel et al., 1999). Otros trabajos determinaron que hay dos tipos distintos de hielo de acreción (Tipo 1 y Tipo 2), con el Tipo 1 conteniendo abundante materia particulada, o «inclusiones» (3539-3609 m de profundidad), y el hielo más profundo, Tipo 2, más cercano al nivel actual del lago (3610-3623 m de profundidad) sin partículas (De Angelis et al., 2004). De Angelis et al. (2004) argumentaron que el hielo Tipo 1 se formó a partir del agua del lago en un embudo poco profundo con sedimentos erosionables del lago, mientras que el hielo Tipo 2 se produjo en porciones más profundas del lago donde el acceso al sedimento era mínimo.

Se han hecho pocos intentos para muestrear directamente ambientes subglaciales en la Antártida y el hielo de acreción del lago Vostok ofrece una visión de los procesos biogeoquímicos que ocurren debajo de la capa de hielo antártica (Wadham et al., 2010). Desde el descubrimiento inicial del hielo de acreción del lago, numerosos investigadores han analizado piezas / secciones de este hielo de acreción por sus características biológicas, biogeoquímicas, geoquímicas y mineralógicas (por ejemplo, Priscu et al., 1999; Souchez et al., 2000; Simones et al., 2002; Royston-Bishop et al., 2005; Bulat et al., 2009; Leitchenkov et al., 2015). El trabajo reciente también incluye el análisis del agua de lago congelada y las partículas asociadas con ella (Leitchenkov et al., 2015; Lipenkov et al., 2015). Debido a que las aguas del lago aún no han sido muestreadas directamente, la química del lago y los procesos que lo controlan aún deben inferirse del análisis del hielo de acreción. Sin embargo, para lograr esto, se deben considerar las suposiciones sobre el rechazo/partición de la sal durante la formación de hielo, la naturaleza de la geoquímica subyacente y los procesos que la controlan, la variación a largo plazo en el tamaño del lago y otras cuestiones (Siegert et al., 2011). Debido a estas muchas incógnitas, se han hecho diferentes interpretaciones de los datos geoquímicos/mineralógicos del hielo de acreción (Laybourn-Parry y Wadham, 2014). Por ejemplo, ha habido un debate riguroso sobre las funciones de la influencia hidrotermal de las aguas del lago, la intemperie química y la hidrólisis de los materiales de la cuenca del lago, la intemperie de partículas in situ y la disolución de materiales evaporíticos como fuentes de solutos principales en las aguas del lago (Jean-Baptiste et al., 2001; Souchez et al., 2003; De Angelis et al., 2004). Además, actualmente no está claro si las partículas encontradas en el hielo de acreción Tipo 1 provienen de lugares dentro de la cuenca del lago o del derretimiento del hielo glaciar (Souchez et al., 2000; Royston-Bishop et al., 2005). Christner et al. (2006) predijeron a partir del análisis del hielo de acreción, un rango de iones mayores totales disueltos (TDS) en el agua del lago, que van desde ~50 mm en el embudo poco profundo hasta tan solo ~2 mm para las porciones más profundas del lago. Esto contrasta con las estimaciones anteriores de concentraciones de agua de embudo de ~2 mm de Priscu et al. (1999) y Siegert et al. (2003).

Claramente, después de más de 15 años desde el momento en que se publicaron los artículos originales sobre los análisis del hielo de acreción, no hay consenso sobre la composición de las aguas del lago ni sobre la fuente del material particulado en el hielo. Además de la posibilidad de tomar muestras del agua del lago directamente, se necesitan otros enfoques para evaluar la geoquímica del lago. En este trabajo, presentamos los datos de isótopos de estroncio de una muestra de hielo de acreción Tipo 1 con el fin de proporcionar una nueva visión de la fuente de los solutos en las aguas del lago y, por lo tanto, restringir mejor los procesos que controlan la geoquímica/mineralogía del sistema.

Métodos y resultados

Una muestra de 3548 m de profundidad, que se considera hielo de acreción Tipo 1 (De Angelis et al., 2004) se procesó en condiciones limpias en la Universidad Estatal de Montana utilizando las técnicas descritas por Christner et al. (2006). Después de limpiar la muestra, se colocó en un recipiente de teflón previamente limpiado y se transportó a la Universidad Estatal de Ohio. El procesamiento en la OSU se realizó en una campana de limpieza a presión positiva de Clase 100, donde la muestra de hielo derretido se filtró a través de un filtro de membrana nuclépora de 0,4 µm. Se analizó una alícuota del filtrado para detectar cationes y aniones mayores utilizando un cromatógrafo iónico Dionex siguiendo los métodos de Welch et al. (2010), aunque se utilizó un bucle de muestra grande de ~350 µl para mejorar la sensibilidad del método. La precisión de las mediciones de iones principales determinadas por la diferencia del análisis duplicado fue < 1% para todos los analitos, excepto para Ca2+, que fue del 2%. Otra alícuota se procesó en una sala limpia de Clase 100 donde las submuestras se enriquecieron con 84Sr para mediciones de la relación isotópica Sr. La Rs se aisló por cromatografía con niveles totales de blanco < 1%. Las subalícuotas (5 de volumen variable) dieron resultados analíticamente indistinguibles, con la media de los dos análisis más confiables que arrojaron una relación 87Sr/86Sr de 0,71655 ± 0,00011, y una concentración total de Sr disuelta de 1,036 ± 0.005 µg kg-1. Todos los datos se muestran en los cuadros 1 y 2.

CUADRO 1
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Cuadro 1 Comparación de las concentraciones de 87Sr/86Sr y Sr y Ca del hielo de acreción del lago Vostok Tipo 1 (este trabajo) con materiales seleccionados resumidos del texto.

CUADRO 2
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Cuadro 2 Concentraciones de cationes y Cl medidas en una muestra de hielo de acreción de Vostok 3548 m.

Discusión y Conclusiones

La relación 87Sr / 86Sr en el hielo de acreción Tipo 1 se interpreta para representar la firma isotópica Sr del agua del lago del que se congeló. La relación de masa Ca/Sr medida en el hielo de acreción filtrado es de 219 (Tabla 1). Las concentraciones de iones disueltos en el hielo pueden verse muy influidas por las diferencias en sus respectivos coeficientes de partición. Por ejemplo, experimentos en soluciones pobres en solutos han demostrado que la partición de iones divalentes en el hielo está relacionada con el tamaño iónico con Ca2+ siendo ~3x > Sr2+ (Killawee et al., 1998) con un rango de 1,5 a 5 basado en la incertidumbre de los resultados experimentales. Dada esta diferencia en los coeficientes de segregación experimentales de Killawee et al. (1998) la relación de masa Ca/Sr en el agua del lago se estima en ~70 con un rango de ~44 a 146 basado en la incertidumbre de los coeficientes de partición. Utilizando los datos de Ca de De Angelis et al. (2004) y los datos de Sr de Gabrielli et al. (2005) a partir de las secciones meteóricas más bajas del núcleo de hielo de Vostok, se obtiene una relación de masa media Ca/Sr de ~190. La comparación de estos datos sugiere una afluencia de Sr al lago desde otra fuente que simplemente el derretimiento del hielo glaciar.

El análisis del «polvo» eólico del propio núcleo de hielo de Vostok arrojó valores de 87Sr / 86Sr en el rango de 0,708047-0.711254 (Basile et al., 1997; Delmonte et al., 2004), que es claramente mucho menos radiogénico que el valor del hielo de acreción Tipo 1. Por lo tanto, la intemperie in situ de las partículas dentro del hielo glacial en sí no puede ser la única fuente faltante de Sr en el hielo de acreción y, por lo tanto, en el agua del lago. Gabrielli et al. (2005) demostraron que entre el 20 y el 40% de Rs en el hielo de Vostok proviene de una contribución de aerosoles marinos, con el porcentaje más alto durante los tiempos interglaciares. Si asumimos que el 40% de la Rs disuelta en el agua del lago se deriva de la fuente marina, que tiene una relación máxima de 87Sr/86Sr de 0,7092, el otro 60% de la Rs tendría que tener una relación de ≈ 0,72150. Este valor sería menos radiogénico, si la contribución de la fuente marina fuera menor; es decir, al 20%, la fuente Sr faltante tendría una relación de ≈ 0,718. Se cree que el lago Vostok existe desde que la capa de hielo ha estado a escala continental, al menos 14 millones de años(Siegert et al., 2001). La relación isotópica marina de 87Sr/86Sr ha variado durante este tiempo, desde ~0.708 a ~0,709 (McArthur y Howarth, 2004), sin embargo, nunca ha sido más alto que el valor moderno. Por lo tanto, nuestro cálculo se basa en el valor máximo para la composición 87Sr/86Sr del agua de mar. Se necesita una fuente más radiogénica de Sr para explicar la relación isotópica de Sr obtenida del hielo de acreción. Esta fuente más radiogénica debe provenir de la intemperie química de los materiales geológicos dentro de la propia cuenca del lago.

Las rocas de la corteza continental pueden tener una amplia gama de composición isotópica Sr (Faure y Powell, 1972). Como referencia, las proporciones de 87Sr/86Sr para varios tipos de rocas que se encuentran en los Valles Secos de McMurdo, Antártida, varían de aproximadamente 0,705 a 0,750, con algunas separaciones minerales mucho más altas(Lyons et al., 2002). En general, las rocas félsicas están enriquecidas en K+ y Rb+, y por lo tanto, tienen más 87Sr radiogénicos de la desintegración de 87Rb. La composición isotópica Sr de la litología del lecho del lago no se conoce.

Los principales datos de iones también apoyan la idea de una contribución química a la intemperie de los cationes de la cuenca del lago. Si asumimos que todo el Cl-presente proviene de una fuente marina/aerosol, podemos usar la relación catiónico− Cl del agua de mar para calcular la contribución de la intemperie química para los cationes en la muestra. Esto conduce a concentraciones de 5,2 µM Na+, 0,7 µM K+, 3,5 µM Mg2+ y 5,3 µM Ca2+a partir de la intemperie química. Las proporciones molares Mg/Na y Ca/Na sitúan esta composición en el centro de los valores que representan los grandes ríos mundiales (Gaillardet et al., 1999).

La Antártida Oriental se considera un cratón bastante estable que se formó inicialmente en el Precámbrico. Trabajos recientes de Leitchenkov et al. (2015) apoya esta noción ya que los circones y las monacitas en los grupos de rocas sedimentarias del hielo del lago produjeron edades de 0.6 a 2.0 Ga, con dos grupos distintos de 0.8–1.15 y 1.6–1.8 Ga. Las investigaciones geofísicas indican que hay una falta de sedimentos que cubren las rocas del sótano, negando la idea de que la cuenca es una grieta mesozoica como se propuso originalmente (Leitchenkov et al., 2015). Los datos geofísicos también sugieren que no hay vulcanismo actual u otra actividad magmática asociada con el lago, y el bajo flujo de calor es consistente con una edad de la corteza de 800 Ma o más (Studinger et al., 2003). Nuestros datos de 87Sr/86Sr indican que una fuente primaria de Sr, y quizás otros solutos del lago, es la intemperie química de minerales de aluminosilicato dentro de la cuenca del lago.

Como comparación con la geoquímica del agua que drena cratones continentales antiguos, los datos de ríos que drenan cuencas de Escudo Canadiense arrojan proporciones de 87Sr / 86Sr de entre 0,7346 y 0.7517 y relaciones de masa Ca / Sr de ≈ 430 a ≈ 480 (Millot et al., 2003). Sin embargo, Blum y Erel (1997) han demostrado la solubilización preferencial de 87Sr en las primeras etapas de la erosión de los depósitos glaciares. Por lo tanto, interpretamos los valores intermedios que medimos (entre estos Escudos canadienses y el agua de mar) para reflejar la mayor duración del contacto del agua con estos materiales de cuenca muy antiguos. Este argumento también es apoyado en parte por los tipos de minerales que se encuentran como» inclusiones » dentro del hielo de acreción Tipo 1. Christner et al. (2006) han reportado biotita, feldespato de potasio, plagioclasa y cuarzo en el hielo de acreción y parte de la biotita parecía estar triturada glacialmente (Priscu et al., 1999). La firma isotópica Sr derivada de la disolución de minerales como la mica podría ser responsable de los valores de 87Sr/86Sr en el hielo de acreción Tipo 1. Anderson et al. (1997) ha demostrado claramente que las cuencas que han sido glaciadas tienden a tener una disolución relativamente mayor de Ca2+ y K+ en sus aguas de drenaje debido a la molienda y disolución preferencial de calcita y biotita. El valor de 87Sr / 86Sr apoya claramente la noción de que los componentes minerales más felsicos, los asociados con la corteza continental, son una fuente importante de Sr y probablemente otros cationes disueltos en las aguas del lago. Estos datos apoyan la idea de que la meteorización de minerales de aluminosilicato es una fuente importante de solutos en las aguas del lago Vostok, como sugirieron inicialmente Wadham et al. (2010). Todavía no está claro si esta erosión ocurre principalmente mientras las partículas están suspendidas en el lago, o como sedimentos en el suelo del lago, o por la erosión de las rocas del sótano. La labor futura debería incluir un estudio de la geoquímica de las partículas en el hielo de acreción y también el análisis de los isótopos Sr en el hielo de acreción Tipo 2 para restringir aún más la fuente de cationes al lago.

Contribuciones de los autores

WL es el líder de este estudio. WL, JP y MT. concebido de la investigación y las ideas fundamentales detrás de ella. GR y KW asistidos con el procesamiento de muestras. KW realizó análisis de iones. Todos los autores aportaron ideas y ayudaron a escribir y editar el manuscrito.

Declaración de Conflicto de Intereses

Los autores declaran que la investigación se realizó en ausencia de relaciones comerciales o financieras que pudieran interpretarse como un conflicto de intereses potencial.

Agradecimientos

Este trabajo fue apoyado por las becas NSF 0085400 y NSF 0237335 de la Fundación Nacional de Ciencias de los Estados Unidos a JP, y la Beca NER/S/A/2002/10332 del Reino Unido a GR. Además, los análisis de isótopos Sr se realizaron en el laboratorio del Dr. K. A. Foland en la OSU con el apoyo de NSF grant EAR-0127546. Estamos agradecidos a K. A. Foland y J. S. Linder para realizar el análisis de isótopos. Agradecemos a todos los involucrados en el procesamiento del núcleo de hielo, la limpieza, etc. especialmente el Dr. Brent Christner. Agradecemos a tres revisores de este manuscrito cuyos comentarios y orientación han aclarado y mejorado enormemente nuestra prosa.

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