Frontiers in Earth Science

Introduzione

Attualmente vicino a 400 singoli laghi sono stati documentati sotto le calotte glaciali antartiche, con entrambi i tipi di lago” statici ” e idrologicamente attivi, a flusso continuo, sono stati definiti (Smith et al., 2009; Wright e Siegert, 2012). Lago Vostok si trova tra 76° e 79 ° S e 100° a 107 ° E ed è stata una fonte di grande interesse fin dalla documentazione della sua profondità da Kapitsa et al. (1996). Lago Vostok a ~ 260 km di lunghezza e 50 km di larghezza è il più grande dei laghi subglaciali. Il lago ha una profondità d’acqua superiore a 500 m e si trova sotto ~4 km di ghiaccio (Siegert et al., 2011). Le stime per l’età del lago suggeriscono che potrebbe essere stato in esistenza per ~14 Ma, mentre l’età dell’acqua è stimata essere ~1 Ma (Siegert et al., 2011). La perforazione del nucleo di ghiaccio di Vostok ha recuperato oltre 200 m di acqua del lago accresciuta sotto il ghiaccio glaciale di origine meteorica (Jouzel et al., 1999). Ulteriori lavori hanno accertato che ci sono due tipi distinti di ghiaccio di accrescimento (Tipo 1 e Tipo 2), con il tipo 1 contenente abbondante particolato, o “inclusioni” (3539-3609 m di profondità), e il più profondo, ghiaccio di tipo 2, più vicino al livello attuale del lago (3610-3623 m di profondità) essendo assente di particolato (De Angelis et al., 2004). De Angelis et al. (2004) ha sostenuto che il ghiaccio di tipo 1 si è formato dall’acqua del lago in un embayment poco profondo con sedimenti lacustri erodibili, mentre il ghiaccio di tipo 2 è stato prodotto in porzioni più profonde del lago dove l’accesso ai sedimenti era minimo.

Sono stati fatti pochi tentativi per campionare direttamente gli ambienti subglaciali in Antartide e il ghiaccio di accrescimento del lago Vostok offre uno sguardo ai processi biogeochimici che si verificano sotto la calotta glaciale antartica (Wadham et al., 2010). Dalla scoperta iniziale del ghiaccio di accrescimento del lago, numerosi ricercatori hanno analizzato pezzi / sezioni di questo ghiaccio di accrescimento per le sue caratteristiche biologiche, biogeochimiche, geochimiche e mineralogiche (ad esempio, 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). Il lavoro recente include anche l’analisi dell’acqua del lago ricongelata e del particolato ad essa associato (Leitchenkov et al., 2015; Lipenkov et al., 2015). Poiché le acque del lago non sono ancora state campionate direttamente, la chimica del lago e i processi che lo controllano devono ancora essere dedotti dall’analisi del ghiaccio di accrescimento. Tuttavia, al fine di raggiungere questo obiettivo, devono essere prese in considerazione le ipotesi riguardanti il rifiuto/il partizionamento del sale durante la formazione del ghiaccio, la natura della geochimica sottostante e i processi che la controllano, la variazione a lungo termine delle dimensioni del lago e altre questioni (Siegert et al., 2011). A causa di queste molte incognite, sono state fatte diverse interpretazioni dei dati geochimici/mineralogici del ghiaccio di accrescimento (Laybourn-Parry e Wadham, 2014). Ad esempio, c’è stato un rigoroso dibattito sui ruoli dell’influenza idrotermale delle acque del lago, degli agenti atmosferici chimici e dell’idrolisi dei materiali del bacino lacustre, degli agenti atmosferici delle particelle in situ e della dissoluzione dei materiali evaporitici come fonti di soluti principali nelle acque del lago (Jean-Baptiste et al., 2001; Souchez et al., 2003; De Angelis et al., 2004). Inoltre, al momento non è chiaro se il particolato trovato nel ghiaccio di accrescimento di tipo 1 provenga da posizioni all’interno del bacino lacustre o dallo scioglimento del ghiaccio del ghiacciaio (Souchez et al., 2000; Royston-Bishop et al., 2005). Christner et al. (2006) previsto dall’analisi del ghiaccio di accrescimento, una gamma di ioni principali disciolti totali (TDS) nell’acqua del lago, che vanno da ~50 mm nell’embayment poco profondo a ~2 mm per le porzioni più profonde del lago. Ciò contrasta con le precedenti stime delle concentrazioni di acqua di embayment di ~ 2 mm di Priscu et al. (1999) e Siegert et al. (2003).

Chiaramente dopo più di 15 anni dal momento in cui sono stati pubblicati i documenti originali sulle analisi del ghiaccio di accrescimento, non c’è consenso né sulla composizione delle acque del lago, né sulla fonte del materiale particolato nel ghiaccio. Oltre alla possibilità di campionare direttamente l’acqua del lago, sono necessari altri approcci per valutare la geochimica del lago. In questo articolo, presentiamo i dati isotopici di stronzio da un campione di ghiaccio di accrescimento di tipo 1 al fine di fornire nuove informazioni sulla fonte dei soluti nelle acque del lago, e quindi meglio vincolare i processi che controllano la geochimica/mineralogia del sistema.

Metodi e risultati

Un campione da 3548 m di profondità, che è considerato ghiaccio di accrescimento di tipo 1 (De Angelis et al., 2004) è stato elaborato in condizioni pulite presso la Montana State University utilizzando le tecniche descritte da Christner et al. (2006). Dopo aver pulito il campione, è stato inserito in un contenitore di Teflon pre-pulito e trasportato all’Università statale dell’Ohio. L’elaborazione a OSU è stata fatta in una classe 100, cappa pulita pressione positiva dove il campione di ghiaccio fuso è stato filtrato attraverso un filtro a membrana Nuclepore 0,4 µm. Una aliquota del filtrato è stata analizzata per cationi e anioni principali utilizzando un cromatografo ionico Dionex seguendo i metodi di Welch et al. (2010), sebbene sia stato utilizzato un grande ciclo di campionamento ~350 µl per migliorare la sensibilità del metodo. La precisione delle principali misurazioni ioniche determinata dalla differenza dell’analisi duplicata era < 1% per tutti gli analiti ad eccezione di Ca2+, che era 2%. Un’altra aliquota è stata elaborata in una stanza pulita della classe 100 in cui i sotto-campioni sono stati spillati con 84Sr per le misure di rapporto dell’isotopo di Sr. Sr è stato isolato mediante cromatografia con livelli totali di bianco < 1%. Le sub-aliquote (5 di volume variabile) hanno dato risultati analiticamente indistinguibili, con la media delle due analisi più affidabili che hanno prodotto un rapporto 87Sr/86Sr di 0,71655 ± 0,00011 e una concentrazione Sr totale disciolta di 1,036 ± 0.005 µg kg-1. Tutti i dati sono riportati nelle tabelle 1, 2.

TABELLA 1
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Tabella 1. Confronto tra 87SR / 86SR e Sr e Ca concentrazioni di tipo Lago Vostok 1 ghiaccio accrescimento (questo lavoro) con materiali selezionati riassunti dal testo.

TABELLA 2
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Tabella 2. Concentrazioni di cationi e Cl misurate nel campione di ghiaccio di accrescimento Vostok 3548 m.

Discussione e conclusioni

Il rapporto 87Sr/86Sr nel ghiaccio di accrescimento di tipo 1 è interpretato per rappresentare la firma isotopica Sr dell’acqua del lago da cui si è congelato. Il rapporto di massa Ca/Sr misurato nel ghiaccio di accrescimento filtrato è 219 (Tabella 1). Le concentrazioni di ioni disciolti nel ghiaccio possono essere fortemente influenzate dalle differenze nei rispettivi coefficienti di partizione. Ad esempio, esperimenti in soluzioni povere di soluto hanno dimostrato che il partizionamento di ioni bivalenti nel ghiaccio è correlato alla dimensione ionica con Ca2+ che è ~3x > Sr2+ (Killawee et al., 1998) con un intervallo da 1,5 a 5 basato sull’incertezza nei risultati sperimentali. Data questa differenza nei coefficienti sperimentali di segregazione di Killawee et al. (1998) il rapporto di massa Ca/Sr nell’acqua del lago è stimato essere ~70 con un intervallo da ~44 a 146 in base all’incertezza dei coefficienti di partizione. Utilizzando i dati Ca da De Angelis et al. (2004) e i dati Sr di Gabrielli et al. (2005) dalle sezioni meteoriche più basse del nucleo di ghiaccio Vostok, si ottiene un rapporto medio di massa Ca/Sr di ~190. Il confronto di questi dati suggerisce un afflusso di Sr al lago da un’altra fonte che semplicemente lo scioglimento del ghiaccio del ghiacciaio.

L’analisi della “polvere” eolica dal nucleo di ghiaccio Vostok stesso ha prodotto valori 87Sr/86SR nell’intervallo 0,708047–0.711254 (Basile et al., 1997; Delmonte et al., 2004), che è chiaramente molto meno radiogenico del valore del ghiaccio di accrescimento di tipo 1. Pertanto l’alterazione in situ del particolato all’interno del ghiaccio glaciale stesso non può essere l’unica fonte mancante di Sr nel ghiaccio di accrescimento, e quindi l’acqua del lago. Gabrielli et al. (2005) ha dimostrato che tra il 20 e il 40% di Sr nel ghiaccio di Vostok proviene da un contributo di aerosol marino con la percentuale più alta che arriva durante i tempi interglaciali. Se assumiamo che il 40% della Sr disciolta nell’acqua del lago derivi dalla fonte marina, che ha un rapporto massimo 87Sr/86Sr di 0,7092, l’altro 60% della Sr dovrebbe avere un rapporto di ≈ 0,72150. Questo valore sarebbe meno radiogenico, se il contributo della fonte marina fosse inferiore; cioè al 20%, la sorgente Sr mancante avrebbe un rapporto di ≈ 0,718. Si pensa che il lago Vostok esistesse da quando la calotta glaciale è stata su scala continentale, almeno 14 milioni di anni (Siegert et al., 2001). Il rapporto isotopico marino 87Sr/86Sr è variato in questo periodo, che va da ~0.708 a ~0.709 (McArthur e Howarth, 2004), tuttavia non è mai stato superiore al valore moderno. Pertanto, il nostro calcolo si basa sul valore massimo per la composizione 87Sr/86Sr dell’acqua di mare. Una fonte più radiogenica di Sr è necessaria per spiegare il rapporto isotopico Sr ottenuto dal ghiaccio di accrescimento. Questa fonte più radiogenica deve provenire dagli agenti atmosferici chimici dei materiali geologici all’interno del bacino lacustre stesso.

Le rocce crostali continentali possono avere una vasta gamma di composizione isotopica Sr (Faure e Powell, 1972). Per riferimento, i rapporti 87Sr / 86Sr per vari tipi di roccia trovati nelle valli secche di McMurdo, in Antartide, vanno da circa 0,705 a 0,750, con alcuni separatori minerali molto più alti (Lyons et al., 2002). In generale, le rocce felsiche sono arricchite in K + e Rb + e quindi hanno più 87SR radiogenico dal decadimento di 87Rb. La composizione isotopica Sr della litologia del letto del lago non è nota.

I principali dati ionici supportano anche l’idea di un contributo chimico agli agenti atmosferici per i cationi del bacino lacustre. Se assumiamo che tutto il Cl-presente provenga da una fonte marina/aerosol, possiamo usare il catione al Cl− ratio dell’acqua di mare per calcolare il contributo degli agenti atmosferici chimici per i cationi nel campione. Ciò porta a concentrazioni da agenti atmosferici chimici di 5,2 µM Na+, 0,7 µM K+, 3,5 µM Mg2 + e 5,3 µM Ca2+. I rapporti molari Mg/Na e Ca/Na collocano questa composizione nel mezzo di valori che rappresentano grandi fiumi globali (Gaillardet et al., 1999).

L’Antartide orientale è considerato un cratone piuttosto stabile che si è formato inizialmente nel Precambriano. Lavoro recente di Leitchenkov et al. (2015) supporta questa nozione come zirconi e monaziti in ammassi di roccia sedimentaria dal ghiaccio del lago ha prodotto età da 0,6 a 2,0 Ga, con due distinti ammassi di 0,8–1,15 e 1,6–1,8 Ga. Le indagini geofisiche indicano che c’è una mancanza di sedimenti sovrastanti le rocce del seminterrato negando l’idea che il bacino sia una spaccatura mesozoica come originariamente proposto (Leitchenkov et al., 2015). I dati geofisici suggeriscono anche nessun vulcanismo corrente o altra attività magmatica associata al lago, e il basso flusso di calore è coerente con un’età crostale di 800 Ma o più anziani (Studinger et al., 2003). I nostri dati 87Sr / 86Sr indicano che una fonte primaria di Sr, e forse altri soluti al lago, è l’alterazione chimica dei minerali alluminosilicati all’interno del bacino lacustre.

Come confronto con la geochimica dell’acqua che prosciuga il vecchio cratone continentale, i dati dei fiumi che drenano gli spartiacque dello scudo canadese producono rapporti 87Sr/86SR tra 0,7346 e 0.7517 e rapporti di massa Ca / Sr da ≈ 430 a ≈ 480 (Millot et al., 2003). Tuttavia, Blum ed Erel (1997) hanno dimostrato la solubilizzazione preferenziale di 87Sr nelle prime fasi dell’erosione dei depositi glaciali. Quindi, interpretiamo i valori intermedi che abbiamo misurato (tra questi scudi canadesi e acqua di mare) per riflettere la durata più lunga del contatto con l’acqua con questi materiali del bacino molto vecchi. Questo argomento è anche supportato in parte dai tipi di minerali trovati come “inclusioni” all’interno del ghiaccio di accrescimento di tipo 1. Christner et al. (2006) hanno riportato biotite, feldspato di potassio, plagioclasio e quarzo nel ghiaccio di accrescimento e alcune delle biotite sembravano essere schiacciate glacialmente (Priscu et al., 1999). La firma isotopica Sr derivata dalla dissoluzione di minerali come la mica potrebbe essere responsabile dei valori 87Sr/86SR nel ghiaccio di accrescimento di tipo 1. Anderson et al. (1997) ha chiaramente dimostrato che gli spartiacque che sono stati glaciati tendono ad avere Ca2+ e K+ relativamente più disciolti nelle loro acque di drenaggio a causa della macinazione e della dissoluzione preferenziale di calcite e biotite. Il valore 87Sr / 86Sr supporta chiaramente l’idea che più componenti minerali felsici, quelli associati alla crosta continentale, siano una fonte importante di Sr e probabilmente altri cationi disciolti nelle acque del lago. Questi dati supportano l’idea che gli agenti atmosferici minerali alluminosilicati siano una delle principali fonti di soluti nelle acque del lago Vostok, come inizialmente suggerito da Wadham et al. (2010). Non è ancora chiaro se questa alterazione si verifica principalmente mentre le particelle sono sospese nel lago, o come sedimenti sul fondo del lago, o dagli agenti atmosferici delle rocce del seminterrato. Il lavoro futuro dovrebbe includere uno studio della geochimica delle particelle nel ghiaccio di accrescimento e anche l’analisi degli isotopi Sr nel ghiaccio di accrescimento di tipo 2 per vincolare ulteriormente la fonte di cationi al lago.

Contributi dell’autore

WL è il lead di questo studio. WL, JP, e MT. concepito della ricerca e delle idee fondamentali dietro di esso. GR e KW assistiti con l’elaborazione del campione. KW ha eseguito l’analisi ionica. Tutti gli autori hanno contribuito idee e assistito con la scrittura e la modifica del manoscritto.

Dichiarazione sul conflitto di interessi

Gli autori dichiarano che la ricerca è stata condotta in assenza di relazioni commerciali o finanziarie che potrebbero essere interpretate come un potenziale conflitto di interessi.

Riconoscimenti

Questo lavoro è stato sostenuto da US National Science Foundation grants NSF 0085400 e NSF 0237335 a JP, e UK NERC Studentship NER/S/A/2002/10332 a GR. Inoltre, le analisi degli isotopi Sr sono state eseguite nel laboratorio del Dr. K. A. Foland presso OSU supportato da NSF grant EAR-0127546. Siamo grati a K. A. Foland e J. S. Linder per eseguire l’analisi isotopica. Ringraziamo tutti coloro che sono coinvolti con la lavorazione del nucleo di ghiaccio, pulizia, ecc. soprattutto il dottor Brent Christner. Ringraziamo tre revisori di questo manoscritto i cui commenti e orientamenti hanno notevolmente chiarito e migliorato la nostra prosa.

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