Gli eventi Dansgaard-Oeschger (D-O) sono i più drammatici e frequenti cambiamenti climatici repentini nella documentazione geologica. Di solito vengono spiegati come il risultato di un’oscillazione della salinità dell’Oceano Atlantico, preceduta da una variabilità interna. Le prove disponibili, tuttavia, sostengono che sono il risultato di un’interazione oceanica-ghiaccio marino nel Mare di Norvegia, accelerata da fattori esterni. Un ciclo lunisolare di marea fornisce un’ipotesi non supportata che spiega tutte le prove conosciute per il ritmo di 1470 anni e il meccanismo di innesco delle oscillazioni D-O.

Introduzione

Una rassegna dei cambiamenti climatici bruschi geologicamente recenti fornisce un quadro di riferimento per l’attuale riscaldamento globale. Il ciclo glaciale è stato esaminato in un precedente articolo di questa serie. In questo articolo esaminiamo alcuni cambiamenti repentini che hanno caratterizzato l’ultimo periodo glaciale. Sono rilevanti perché alcuni scienziati ritengono che possano essere collegati alla variabilità climatica millenaria che si è verificata durante l’Olocene, e quindi fanno parte del contesto dell’attuale cambiamento climatico.

I palinologi sapevano già all’inizio del XX secolo che le registrazioni polliniche mostravano bruschi cambiamenti climatici alla fine dell’ultimo periodo glaciale. Le registrazioni segnavano l’alternarsi di periodi freddi (stadiali) e caldi (interstadiali). Gli ultimi due stadi sono stati chiamati Dryas octopetala, un fiore della tundra il cui polline è diventato abbondante, come il Dryas Antico e il Dryas Giovane.

Nel 1972, dopo aver analizzato la composizione isotopica delle carote di ghiaccio provenienti da Camp Century in Groenlandia, Willi Dansgaard riferì che l’ultimo periodo glaciale presentava più di 20 bruschi stadiali caratterizzati da un riscaldamento molto intenso (Johnsen et al. 1972). La scoperta fu accolta con indifferenza dalla comunità scientifica che stava ancora lottando per identificare i cicli di Milankovitch nei dati, perché i nuovi cambiamenti bruschi non erano stati riscontrati nei record antartici. Dodici anni dopo Hans Oeschger riferì che i bruschi cambiamenti erano accompagnati da improvvisi aumenti di CO2 nelle carote di ghiaccio della Groenlandia (Stauffer et al. 1984). Da quel momento in poi i bruschi cambiamenti furono conosciuti come eventi Dansgaard-Oeschger (D-O) Dansgaard-Oeschger (D-O) events. . In seguito si decise che i record di CO2 elevati della Groenlandia erano il risultato di una contaminazione chimica, poiché non corrispondevano ai record di CO2 dell’Antartide.

Oscillazioni di Dansgaard-Oeschger.

La buona risoluzione temporale della carota di ghiaccio GISP2, in cui è possibile contare gli strati di ghiaccio annuali, ha mostrato che gli eventi D-O erano oscillazioni di un ciclo di 1470 anni (Figura 18. Schulz, 2002).

Figura 18. Il ciclo di Dansgaard-Oeschger. La suddivisione del periodo 50-10 kyr BP in caselle di 1470 anni mostra chiaramente la periodicità del ciclo DO, che ha meno dell’1% di probabilità di essere dovuta al caso. La deviazione dal periodo per le oscillazioni più recenti e meglio datate è solo del 2%. Fonte: S. Rahmstorf, 2003. Geophys. Res. Lett. 30 1510-1514.

Le oscillazioni D-O sono i cambiamenti climatici bruschi più drammatici e frequenti nella documentazione geologica. In Groenlandia, le oscillazioni D-O sono caratterizzate da un brusco riscaldamento di circa 8°C della temperatura media annua da una fase stadiale fredda a una fase interstadiale calda, seguito da un graduale raffreddamento prima di un rapido ritorno alle condizioni stadiali. Inizialmente si pensava che si trattasse di un fenomeno regionale, dal momento che non compariva in modo evidente nelle carote di ghiaccio dell’Antartide, ma le prove scoperte da allora dimostrano che si tratta di un effetto climatico a livello emisferico che si estende fino all’emisfero meridionale (figura 19).

Figura 19. Principali effetti del ciclo di Dansgaard-Oeschger. (A) Il riscaldamento della Groenlandia coincide (punti rossi) con condizioni più calde e umide in Europa, temperature più elevate della superficie del mare nel Mediterraneo occidentale, aumento delle precipitazioni sulla costa venezuelana, aumento del monsone estivo nell’Oceano Indiano, aridità nel Nord America sudoccidentale e in Cina, cambiamenti nella ventilazione oceanica in California, aumento della temperatura del mare e della produttività nel Mar Arabico. Il riscaldamento della Groenlandia coincide anche (punti blu) con un raffreddamento antifasico dell’Antartide e dei mari circumpolari. I punti gialli indicano i luoghi in cui sono state trovate prove del Dryas giovanile (YD). Fonte: W. Broecker: W. Broecker. 1999. Aggiornato. (B) Variazioni di temperatura modellate per la transizione stadiale-interstadiale. (C). Variazioni modellate delle precipitazioni per la transizione stadiale-interstadiale. Fonte: L. Menviel, et al. 2014.

Le oscillazioni D-O non sono l’unico cambiamento climatico avvenuto durante l’ultimo periodo glaciale. La variabilità della temperatura è molto elevata (figura 20A e B) e i cambiamenti hanno forme, durate e distanze diverse. A volte sono separati da altri intensi cambiamenti climatici di natura diversa, chiamati eventi di Heinrich. Descriviamo questi cambiamenti partendo dalla Groenlandia.

Con una periodicità di circa 6.000 anni (figura 20 in turchese), eventi di  Heinrich events (HE) di 1-4 kyr hanno avuto luogo nella regione dell’Atlantico settentrionale, causando un calo di 2-3°C rispetto al già freddo clima glaciale. Le temperature superficiali del mare nell’Atlantico settentrionale scesero a quelle che oggi sono condizioni artiche fino a 45°N, e probabilmente erano coperte da ghiaccio marino durante l’inverno. Al termine degli eventi freddi di Heinrich, in un periodo relativamente breve, al massimo qualche secolo, dalla calotta glaciale della Laurentide, o meno spesso da quella della Fennoscandia, si formò un’enorme armata di iceberg. Gli iceberg trasportavano enormi quantità di materiale eroso che, al momento dello scioglimento, depositava sul fondo marino detriti di ghiaccio (IRD). Gli eventi di Heinrich sono contrassegnati da H0 a H6 (figura 20), con il più recente che coincide con il Younger Dryas.

Figura 20. Cronologia degli eventi climatici dell’Ultimo periodo glaciale. (A) Proxy di temperatura della Groenlandia. I numeri rossi indicano gli eventi D-O. (B) Proxy della temperatura antartica. Da A1 a A7, eventi di riscaldamento antartico. (C) Concentrazioni di CO2 atmosferica antartica. (D) Concentrazioni di CH4 dalla Groenlandia (verde) e dalle carote di ghiaccio antartiche (marrone). Le barre verticali turchesi indicano i tempi degli eventi di Heinrich (da H3 a H6). Linee tratteggiate marroni, brusco riscaldamento in Groenlandia. Fonte: J. Ahn e Brook, E.J. 2008. Da H0 a H2 S.R. Hemming, 2004.

Un evento Heinrich è seguito dall’innesco di un riscaldamento interstadiale D-O. Anche se solo una oscillazione D-O su quattro è preceduta da un evento Heinrich, tutte sembrano essere state precedute da un raffreddamento simile, anche se ridotto, e dalla deposizione di IRD nei sedimenti marini del Nord Atlantico. Gerard Bond ha suggerito che gli eventi di Heinrich fanno parte del ciclo D-O (Bond et al. 1993). Poiché gli eventi di Heinrich comportano un raffreddamento più profondo e un ice-shelf calving molto più intenso, possiamo quindi distinguere tra oscillazioni D-O HE (numeri 1, 4, 8, 12, 14, 17) e oscillazioni D-O non-HE.

Le oscillazioni D-O sono caratterizzate da una variazione asimmetrica delle temperature. Tutte mostrano un riscaldamento molto rapido, con un aumento delle temperature di circa 8-10°C in pochi decenni, nell’arco di una vita umana (figura 21). Questo riscaldamento, in meno di un secolo, è seguito da un raffreddamento più lento di circa 2°C in circa 200 anni. Da questo punto le oscillazioni D-O prendono strade diverse. Alcune oscillazioni D-O scenderanno rapidamente di 6-8°C fino a raggiungere le fredde temperature glaciali in altri 250 anni circa, per un periodo totale di circa 500 anni. Altre oscillazioni D-O impiegheranno da 500 a 800 anni per completare una discesa più irregolare, per un periodo totale di 800-1000 anni. Infine, alcune oscillazioni D-O impiegheranno più tempo per tornare alla linea di base dello stadiale glaciale rispetto alla durata di un ciclo. In questi casi, le nuove oscillazioni D-O sono impedite fino alla fine del raffreddamento. Una delle maggiori difficoltà che i modelli D-O si trovano ad affrontare è quella di spiegare come sia possibile che si verifichi una così ampia distribuzione della durata dei cicli quando la fase di riscaldamento ha un ritmo preciso di 1470 ± 8%. Nei cicli recenti, meglio datati, la variabilità della fase di riscaldamento è solo del 2% (Rahmstorf, 2013).

Figura 21. Evoluzione temporale delle recenti oscillazioni D-O. Le oscillazioni D-O mostrano una fase di riscaldamento molto brusca seguita da una fase di lento raffreddamento. In seguito segue solitamente un calo di temperatura più brusco, mentre le oscillazioni mostrano una durata variabile dell’ultima fase di raffreddamento. Fonte: A. Ganopolski e Rahmstorf, S.

Oscillazioni Dansgaard-Oeschger nel record antartico.

Studiando il ciclo D-O nei record antartici è emerso che le variazioni di temperatura della Groenlandia corrispondevano alle variazioni dei livelli di metano su scala globale (figura 20). Poiché i livelli di metano sono saliti alle stelle contemporaneamente sia nelle carote di ghiaccio della Groenlandia che in quelle dell’Antartide, questo fornisce un modo preciso per allineare entrambi i record (Wais Divide Project Members 2015).

L’allineamento dei record dell’Antartide e della Groenlandia mostra che esiste una relazione inversa della temperatura tra i due poli. Durante una fase di freddo D-O le temperature aumentano in Antartide. Questo aumento è particolarmente intenso se la fase è un evento Heinrich. Le temperature in Antartide raggiungono il picco 220 anni dopo l’innesco della transizione D-O in Groenlandia (Wais Divide Project Members 2015; figura 22). Questo ritardo suggerisce un legame oceanico tra i due poli. In seguito, le temperature scendono simultaneamente in entrambi i poli, ma le temperature antartiche scendono prima e iniziano a risalire in preparazione del ciclo successivo.

Figura 22. Cartografia dello sfasamento interpolare D-O delle temperature. Durante un evento di Heinrich le temperature della Groenlandia (blu) diventano molto fredde, mentre aumentano in Antartide (arancione). Una volta che si verifica il brusco riscaldamento in Groenlandia, le temperature raggiungono il picco in Antartide in media 220 anni dopo. Se il precedente riscaldamento dell’Antartide è stato molto intenso, come nel caso di D-O 8, il raffreddamento dell’Artico può richiedere molto più tempo e quindi uno o più periodi del ciclo vengono saltati finché le temperature non sono sufficientemente fredde. Fonte: T. van Ommen, 2015. Nature 520 630-631, basato sui dati dei membri del WAIS Divide Project 2015. Nature 520 661-665. Modificato.

Come si ottiene questa connessione di temperatura? Il pianeta riceve la maggior parte dell’energia dal Sole nelle aree tropicali. Gran parte di questa energia, convertita in calore, deve essere diretta verso i poli, dove il calore in eccesso può essere irradiato nello spazio. Due terzi di questo trasporto meridionale di calore avvengono attraverso l’atmosfera e un terzo attraverso gli oceani nel sistema della Meridional Overturning Circulation (Trenberth & Solomon, 1994). Questo meccanismo di circolazione trasporta il calore sotto forma di correnti superficiali calde verso i poli, che ritornano come correnti profonde fredde dopo aver ventilato il calore nell’atmosfera polare. Ciò che fa funzionare il trasporto meridionale di calore è il gradiente di temperatura tra i tropici e i poli. Le acque calde del Pacifico non possono raggiungere l’Artico, quindi l’unico collegamento efficace è quello attraverso l’Atlantico settentrionale tra la Groenlandia e la Scozia. La chiusura del collegamento panamense Pacifico-Atlantico ha trasformato l’Oceano Pacifico settentrionale in un vicolo cieco per il trasporto meridionale del calore. L’Atlantico meridionale è il principale oceano che trasporta il calore verso nord attraverso l’Equatore, rendendo l’Atlantico una via d’accesso per le acque calde superficiali che hanno origine nell’Oceano Meridionale per andare verso l’Oceano Artico e ritornare sotto forma di acqua fredda profonda. Questo è il collegamento termico tra i poli. È stato proposto che quando la corrente atlantica è forte raffredda l’Antartico e riscalda l’Artico, modificando il bilancio energetico a favore di quest’ultimo, mentre quando la corrente atlantica è debole riscalda l’Antartico e raffredda l’Artico. Questa ipotesi di heat-piracy è alla base del modello bipolare see-saw, che è supportato dalle prove disponibili sui cambiamenti della Atlantic Meridional Overturning Current (AMOC; Stocker e Johnsen, 2003). La crescita esplosiva del metano durante le oscillazioni D-O ha fatto temere che un brusco cambiamento climatico abbia ripetutamente innescato l’ipotetico cannone di clatrati e che possa ripetersi nel prossimo futuro. Tuttavia, l’analisi isotopica del deuterio del metano delle carote di ghiaccio ha dimostrato che l’aumento del metano è stato accompagnato da un impoverimento del deuterio (Bock et al., 2010; figura 23). Questo impoverimento indica che l’origine è il metano povero di deuterio delle zone umide boreali, una delle principali fonti naturali di metano, e non gli idrati di clatrati ricchi di deuterio. L’aumento delle temperature e delle precipitazioni associato al ciclo D-O (figura 19b e c) è quindi responsabile dell’espansione delle zone umide boreali e delle emissioni di CH4.

Figura 23. Variazioni e origine del metano durante i cicli D-O. Il pannello superiore mostra un proxy di temperatura della Groenlandia. Il secondo pannello mostra i record di CH4 della Groenlandia, del GRIP (Greenland Ice Core Project) (diamanti viola), del NGRIP (diamanti arancioni) e dell’EDML antartico (diamanti blu). I valori di deuterio δD(CH4) nel pannello inferiore provengono dalla carota di ghiaccio NGRIP (cerchi arancioni). Tutti i set di dati sono riportati su una scala di età dopo la sincronizzazione del CH4. La barra verde indica l’evento Heinrich 4 (H4). Le variazioni dei livelli di metano sono inversamente correlate al contenuto di deuterio del metano, indicando una fonte povera di deuterio, probabilmente le zone umide boreali. Fonte: M. Bock, et al. 2010.

Alcuni scienziati ritengono che la CO2 sia il principale agente responsabile dei cambiamenti di temperatura non solo nel presente, ma anche nel passato. Curiosamente, le registrazioni delle carote di ghiaccio antartiche non registrano alcun contributo o risposta della CO2 ai più frequenti cambiamenti repentini del passato, i cicli D-O (figura 20). I livelli di CO2 aumentano solo durante gli eventi Heinrich. Come abbiamo visto, gli eventi di Heinrich sono associati al riscaldamento dell’Antartide, mentre la regione del Nord Atlantico si raffredda di diversi gradi e lo scarico degli iceberg aumenta drasticamente. Poiché la regione antartica è l’unica a riscaldarsi durante un evento Heinrich, si ritiene generalmente che l’aumento di CO2 sia dovuto ad un maggiore rilascio di CO2 da parte dell’Oceano Meridionale che si riscalda (Ahn e Brook, 2014).

Le oscillazioni HE D-O e non-HE D-O mostrano variazioni differenti di CO2 durante la loro precedente fase fredda stadiale (figura 24a e b). In Antartide questa fase fredda si manifesta con un riscaldamento per tutte le oscillazioni D-O (tranne D-O 9; figura 17, b). Tuttavia, solo le oscillazioni D-O HE mostrano un aumento della CO2. Le oscillazioni D-O non HE non mostrano alcun aumento dei livelli di CO2 (figura 24a). Il contrasto nel comportamento di entrambi i tipi di eventi è più evidente quando le variazioni di CO2 vengono tracciate rispetto alle variazioni di temperatura (figura 17, c). Questo risultato suggerisce che è il raffreddamento dell’evento di Heinrich nell’Atlantico settentrionale a causare il riscaldamento dell’Oceano meridionale e il rilascio di CO2, e non il riscaldamento dell’Antartide, che non è correlato ai livelli di CO2.

Figura 24. Evoluzione temporale della CO2 e della temperatura antartica durante gli stadiali della Groenlandia. (a) Variazione della CO2 durante gli stadiali della Groenlandia, ricavata dalle registrazioni delle carote di ghiaccio antartiche. I numeri DO indicano gli eventi di riscaldamento D-O alla fine delle fasi. (b) Registrazione proxy della temperatura antartica durante le fasi della Groenlandia. (c) Evoluzione temporale della CO2 atmosferica rispetto alle anomalie di temperatura durante gli stadiali. Derivato da (a,b). Le ellissi rosso pallido e blu indicano rispettivamente i record per gli stadiali Heinrich (lunghi) e non Heinrich (brevi). Le medie consecutive di trecento anni sono utilizzate per i record proxy di CO2 e di temperatura. Per eliminare i cambiamenti plurimillenari durante gli stadiali brevi della Groenlandia, i record dei proxy della CO2 e della temperatura di Siple Dome sono stati detrenderizzati. D-O 9 (rosa in b) non è considerata una vera oscillazione D-O da diversi autori (vedi testo). Fonte: Ahn, J. e Brook, E.J. 2014. Nature Communications 5, Articolo numero: 3723.

Possiamo concludere che, in base alle prove disponibili, la CO2 non gioca alcun ruolo nei cambiamenti climatici più bruschi e frequenti. Il ciclo D-O e gli aumenti di CO2 osservati in Antartide associati agli eventi di Heinrich sembrano essere una conseguenza del riscaldamento dell’Oceano Meridionale, né una causa o una conseguenza del riscaldamento dell’Antartide. Inoltre, l’aumento di CO2 durante gli eventi di Heinrich (di circa 10-15 ppm) non sembra alterare in modo significativo il tasso o l’entità del riscaldamento durante la successiva oscillazione D-O (si veda, ad esempio, nella figura 24 che il riscaldamento DO4 è come il resto).

Condizioni per i cicli di Dansgaard-Oeschger.

Alcuni autori hanno contestato l’esistenza di un ciclo D-O a intervalli regolari sulla base del fatto che la distribuzione delle oscillazioni non è significativamente diversa da quella casuale (Ditlevsen et al., 2007). È difficile datare correttamente, con sufficiente precisione, oscillazioni avvenute così tanto tempo fa. È significativo che le oscillazioni più recenti mostrino una migliore periodicità. Inoltre, il record di ghiaccio che mostra la periodicità più robusta è GISP2, la carota di ghiaccio della Groenlandia con la migliore risoluzione temporale, poiché gli strati di neve annuali possono essere contati. Infine, le oscillazioni climatiche brusche che fanno parte del ciclo D-O devono essere definite correttamente. Un’oscillazione D-O richiede diverse condizioni di base. È altamente asimmetrica, con un rapido riscaldamento per alcuni decenni e un lento raffreddamento per almeno 200 anni, seguito da un rapido raffreddamento per almeno altri 200 anni, per una durata minima di 400 anni. Ad esso corrisponde un picco analogo dei livelli di metano di simile ampiezza e durata. Ed è preceduto da un precedente riscaldamento antartico che raggiunge il suo apice circa 220 anni dopo il picco di riscaldamento della Groenlandia. La maggior parte delle analisi matematiche non tiene conto di questa firma e quindi considera il picco numero 9 come un’oscillazione D-O, quando invece si tratta chiaramente di un altro tipo di riscaldamento brusco (vedi figure 18 e 24b). La sua eliminazione dall’analisi aumenta notevolmente la solidità della ciclicità.

Poiché le oscillazioni D-O, come definite in precedenza, sono una caratteristica glaciale, sembrano essere influenzate dalle temperature globali e quindi dai cambiamenti orbitali. I cicli D-O sono soppressi nei periodi caldi di massima obliquità a 90, 50 e 10 kyr BP e nei periodi molto freddi di minima obliquità a 65 e 20 kyr BP (figura 25). Sembra quindi che i cambiamenti bruschi D-O non possano avvenire quando il mondo è caldo o molto freddo.

Schulz et al. (1999) hanno studiato la distribuzione irregolare delle oscillazioni D-O durante gli ultimi 100 kyr estraendo un segnale di 1470 anni dai dati proxy di temperatura GISP2 utilizzando l’analisi della frequenza temporale attraverso un filtraggio armonico. Il segnale ottenuto (figura 25A) mostra quattro periodi di maggiore ampiezza separati da minimi a 80, 65, 50, 20 e 10 kyr BP (frecce della figura 25B). Ciascun periodo di maggiore ampiezza corrisponde a periodi di oscillazione D-O. Hanno poi notato una forte relazione tra il segnale dei 1470 anni e le variazioni della massa di ghiaccio continentale, registrate nelle variazioni del livello del mare. Ognuno dei cinque minimi nel segnale dei 1470 anni corrisponde a un punto di inflessione nella variazione del livello del mare e quattro dei cinque hanno luogo quando il livello del mare è superiore a -45 m o inferiore a -90 m dal livello attuale (figura 25B). Il quinto, a 50 kyr BP, coincide con un massimo di obliquità.

Figura 25. Oscillazioni D-O e variazioni del livello del mare. (A) In alto: variazioni temporali della componente del segnale di 1470 anni nel record proxy della temperatura, stimate da un algoritmo di filtraggio armonico che utilizza una finestra rettangolare scorrevole di larghezza 4 x 1470 anni. In basso: Registrazione proxy della temperatura dalla Groenlandia GISP2. I numeri indicano le oscillazioni D-O. (B) Ampiezza smussata a 2000 anni del segnale a 1470 anni (linea tratteggiata) e livello del mare (rosso). L’ampiezza aumenta bruscamente quando il livello del mare scende sotto i -45 m e diminuisce quando il livello del mare scende sotto i -90 m. I minimi pronunciati dell’ampiezza coincidono con i minimi o i massimi locali del livello del mare (frecce). Fonte: Composito delle figure 1 e 2 da M. Schulz et al. 1999. Aggiunta l’obliquità e la fascia di -90 m del livello del mare.

Quindi, poiché le condizioni per le oscillazioni D-O possono essere interrotte, ad esempio durante l’Ultimo Massimo Glaciale, e quando vengono riavviate mantengono lo stesso ritmo di 1470 anni, questo è un forte indicatore del fatto che l’innesco del ciclo D-O è esterno e il suo orologio è sempre in funzione. Le condizioni giuste per un’oscillazione D-O richiedono l’accumulo di estesi strati di ghiaccio sui continenti settentrionali, che causano un abbassamento del livello del mare di almeno 45 m. Una volta che ciò si verifica, l’oscillazione bipolare deve essere impostata in modo da riscaldare l’Antartide e raffreddare le regioni polari settentrionali. Queste condizioni estenderanno la copertura di ghiaccio marino su ampie regioni dei mari nordici e dell’Atlantico settentrionale e produrranno un aumento dello scarico degli iceberg. Il successivo ticchettio dell’orologio innescherà un ciclo D-O. Ogni volta che queste condizioni si ripristineranno, potrebbe innescarsi una nuova oscillazione D-O. Il riscaldamento dai massimi di obliquità impedirà che queste condizioni si verifichino, così come un profondo raffreddamento che riduca il livello del mare al di sotto dei -90 m produrrà troppo ghiaccio.

Teoria e sfide del ciclo Dansgaard-Oeschger.

La teoria più condivisa sul ciclo D-O è stata stabilita da Wallace Broecker (Broecker et al., 1990) ed è difesa da uno dei maggiori esperti di cambiamenti climatici repentini, Richard Alley (Alley, 2007). È nota come l’ipotesi dell  the “Salt Oscillator” hypothesis, e si basa su cambiamenti oscillatori della circolazione meridionale atlantica (AMOC) in risposta a impulsi di acqua dolce dovuti allo scioglimento dei ghiacci (melt-water pulses, MWP) che vengono immagazzinati e rilasciati periodicamente dalle calotte glaciali (figura 26).

L’AMOC è controllato dalle acque calde della superficie marina della componente della corrente nord-atlantica (NAC). Quest’acqua calda diventa più salina per evaporazione nel bacino atlantico e nelle regioni subartiche. L’acqua diventa più fredda e più densa nel subartico, finché non diventa abbastanza densa da affondare e girare verso sud per costituire la componente fredda delle acque profonde del Nord Atlantico (NADW). L’intensità della NADW determina lo stato dell’AMOC. Il termine Thermohaline Circulation (THC) introduce confusione in quanto si riferisce solo all’effetto termico e di salinità sulla circolazione, ignorando gli effetti del vento e delle maree, anch’essi inclusi nell’AMOC, in quanto difficili da separare. È meglio usare il termine “AMOC”. Il trasportatore globale e la MOC (Meridional Overturning Circulation globale) sono termini intercambiabili.

La NADW scorre quindi verso sud lungo il fondo dell’Oceano Atlantico trasportando il sale in eccesso, con conseguente graduale riduzione della salinità superficiale del Nord Atlantico nel corso del tempo. Inoltre, il calore tropicale trasferito alle alte latitudini dell’Atlantico settentrionale produce lo scioglimento dei ghiacci e l’MWP, che riducono ulteriormente la salinità dell’acqua. Se le acque superficiali nei siti di formazione delle acque profonde diventano troppo fresche, l’AMOC si indebolisce o si interrompe perché le acque superficiali non sono abbastanza dense per affondare. Una volta che l’AMOC si indebolisce abbastanza o addirittura si spegne, il sale ricomincia ad accumularsi nell’Atlantico settentrionale a causa dell’assenza di esportazione di NADW. Secondo questa teoria, condizioni di AMOC debole sono associate a stadiali freddi (figura 27).

Figura 26. L’ipotesi dell’oscillatore salino. A sinistra, durante le stagioni intermedie calde, un forte AMOC trasporta il calore verso nord causando lo scioglimento delle calotte glaciali intorno all’Atlantico settentrionale, riducendo gradualmente la salinità delle acque superficiali fino a quando queste non affondano più e la formazione di acque profonde cessa, arrestando la NADW. Alla fine, la salinità superficiale si riduce abbastanza da indebolire l’AMOC, spostando il clima in una fase stadiale fredda. A destra, durante le stadiali, le condizioni più fredde nell’Atlantico settentrionale riducono l’apporto di acqua di fusione dalle calotte glaciali, consentendo un aumento della salinità superficiale che alla fine fa sprofondare l’acqua riavviando la NADW e causando il rafforzamento dell’AMOC, riportando il sistema climatico in una stadiale. Fonte: Ruddiman, W.F. 2000. “Il clima della Terra: Past and Future” Prima edizione. W.H. Freeman ed.

Poiché il sale continua ad accumularsi nell’Atlantico settentrionale durante i periodi di ridotta formazione di NADW, alla fine le acque superficiali nei siti chiave di formazione delle acque profonde diventerebbero nuovamente salate e abbastanza dense da affondare, riavviando così l’AMOC e causando un brusco riscaldamento nell’Atlantico settentrionale ad alta latitudine, innescando la fase calda di un ciclo D-O.

Figura 27. Meccanismo dell’ipotesi dell’oscillatore salino. (a) Durante le stagioni intermedie calde, quando l’AMOC è più forte, un maggiore trasporto di calore oceanico verso nord determina condizioni più calde nell’Atlantico settentrionale. Le condizioni più calde nell’Atlantico settentrionale provocano lo scioglimento delle lastre di ghiaccio intorno all’Atlantico settentrionale, riducendo gradualmente la salinità delle acque superficiali. Alla fine, la salinità superficiale si riduce abbastanza da indebolire l’AMOC, spostando il clima in una fase stadiale fredda. (b) Durante le stadiali, le condizioni più fresche nell’Atlantico settentrionale riducono l’apporto di acqua di fusione dalle calotte glaciali, consentendo un aumento della salinità superficiale che alla fine causa il rafforzamento dell’AMOC, riportando il sistema climatico in una stadiale. Fonte: Schmidt, M.W. e Hertzberg, J.E. 2011. Nature Education Knowledge 3 (10):11. (c) Profilo dell’Atlantico da 30°S a 90°N che mostra la cresta sottomarina tra Groenlandia e Scozia. Le condizioni interstadiali mostrano un forte AMOC in grado di attraversare la cresta. Le condizioni stadiali mostrano un’AMOC indebolita che vira più a sud. Durante gli eventi di Heinrich l’AMOC collassa. Fonte: Rahmstorf, S. 2002. Nature 419 207-214. AMOC: Atlantic Meridional Overturning Current. NAC: Corrente del Nord Atlantico. NADW: Acque profonde dell’Atlantico settentrionale. AABC: Antarctic Bottom Water.

Diversi studi hanno suggerito che basta una piccola riduzione della salinità superficiale del mare per alterare il tasso di formazione delle NADW, al punto che alcuni scienziati, tra cui gli ultimi Wallace Broecker e Richard Alley, si sono preoccupati che un aumento del ciclo idrologico dovuto all’attuale riscaldamento globale possa ridurre la salinità del Nord Atlantico, portando all’arresto dell’AMOC e causando un brusco raffreddamento nel prossimo futuro (Broecker, 1999). Sembrano dimenticare che prima della transizione del medio Olocene, intorno al 5000 a.C., la regione dell’Atlantico settentrionale era più calda e generalmente più umida di oggi, quando il Sahara era un ambiente di tipo savana, e l’AMOC non si è interrotto.

L’ipotesi dell’oscillatore salino non fornisce una spiegazione specifica per la regolare cadenza dei cicli D-O nell’arco di 1470 anni. Il ritmo deve derivare da ritardi intrinseci nell’accumulo e nell’esaurimento di salinità e acqua di fusione e dalla risposta a questi processi da parte delle correnti oceaniche, proprio come il ritmo di un pendolo dipende dalla sua lunghezza, ma la variabilità climatica non ha la regolarità della semplice fisica.

Negli ultimi anni, questa visione di consenso della formazione del ciclo D-O attraverso l’oscillazione della salinità è stata attaccata da diversi fronti. Mentre diversi studi hanno messo in dubbio il verificarsi di MWP agli intervalli di tempo previsti, altri indicano che l’AMOC è molto più stabile di quanto richiesto dalla teoria e che anche un MWP estremo non sarebbe in grado di destabilizzarlo in modo duraturo.

Il lavoro di Rasmussen e Thomsen (2004), confermato anche da Dokken et al. (2013) e Ezat et al. (2015), e inquadrato teoricamente da Petersen et al. mostra che durante le stadiali il flusso di acqua calda verso il Nord Atlantico e il mare di Norvegia non cessa. Al contrario, durante le stagioni fredde le acque calde entrano nell’Artico sotto il ghiaccio marino e, invece di cedere il calore all’atmosfera, riscaldano le acque subsuperficiali al di sotto di uno strato isolante di acqua fredda composto da acqua dolce superficiale e da un aloclino freddo e salino. In questo modo, mentre l’atmosfera diventa più fredda e il ghiaccio marino aumenta, il calore dell’oceano si accumula a livello subsuperficiale e non si produce acqua fredda di fondo.

Spiegazione meccanicistica del ciclo di Dansgaard-Oeschger

Secondo le prove disponibili e le nuove teorie, iniziando il ciclo nel momento in cui l’Antartide inizia a riscaldarsi, l’oscillazione bipolare è destinata a riscaldare l’Antartide e a raffreddare le regioni polari settentrionali. A quel punto, l’AMOC si indebolisce e trasmette meno calore verso il Nord Atlantico. Quando l’Atlantico settentrionale e l’Artico si raffreddano, le lastre di ghiaccio si espandono e il ghiaccio marino aumenta fino a raggiungere il sud (figura 28a).

Man mano che l’Antartide si riscalda e l’Artico si raffredda, la quantità di acqua calda trasmessa verso Nord inizia ad aumentare a causa del maggiore gradiente termico equatore-polare. Quest’acqua calda produce un maggiore scarico di iceberg che trasporta IRD nei sedimenti oceanici, ma l’acqua calda non riesce a riscaldare le latitudini più alte perché, invece di sfogare il calore nell’atmosfera, si immerge sotto il mare di ghiaccio dove viene stratificata e isolata dall’aloclino (figura 28b).

Ogni circa 6.000 anni il riscaldamento antartico e il raffreddamento artico si intensificano e si prolungano. Il gradiente di temperatura aumenta e più acqua calda viene spostata a nord, dove si è accumulata una maggiore quantità di ghiaccio, per cui lo scarico degli iceberg è molto più elevato, producendo un evento Heinrich (figura 28d).

Figura 28. Meccanismo del ciclo D-O. (a) All’inizio della fase stadiale l’Artico si raffredda, il ghiaccio marino aumenta e l’acqua calda superficiale (arancione) si riduce. (b) Alla fine dello stadiale il raffreddamento dell’Artico è massimo, l’Antartide si sta riscaldando e c’è un aumento della corrente calda del Nord Atlantico, che produce un aumento dello scarico di iceberg che trasportano detriti trasportati dal ghiaccio (IRD). Nel mare di Norvegia, le acque calde affondano sotto il ghiaccio impedendo il riscaldamento. Di tanto in tanto queste condizioni si esaltano per produrre un evento Heinrich. (c) Un’interstadiale si produce bruscamente quando in modo esplosivo l’acqua calda sale e scioglie il ghiaccio marino, trasferendo il calore all’atmosfera. Fonte: Raj Saha http://math.umn.edu/~rsaha/research/DO-events.html.  (d) Condizioni durante un evento Heinrich, come da modello. Si osservi il raffreddamento del Nord Atlantico. (e) Condizioni durante un brusco riscaldamento D-O come da modello. Fonte: Ganopolski, A. e Rahmstorf, S. Nature 409 153-158.

Ogni 1470 (± 120) anni le acque calde sottosuperficiali alle alte latitudini settentrionali salgono in superficie e riscaldano bruscamente l’atmosfera (figura 28c, e), dando inizio all’interstadiale della Groenlandia. Questo riscaldamento inverte l’equilibrio bipolare, per cui la regione antartica inizia a raffreddarsi dopo circa 200 anni. Quando le acque calde si raffreddano, affondano e formano la NADW, quindi le latitudini settentrionali più elevate iniziano a raffreddarsi. Una volta che il ghiaccio marino ricresce e si forma l’aloclino, questo isola le acque calde dall’atmosfera e la temperatura scende ponendo fine all’interstadiale. Il profondo raffreddamento della nuova stadiale inverte l’equilibrio bipolare, riavviando il ciclo.

I sedimenti marini norvegesi, che hanno conservato la registrazione della temperatura del mare, dimostrano che i cambiamenti nella temperatura e nella stratificazione del mare precedono i bruschi cambiamenti atmosferici (Dokken et al., 2013). Durante la fase stadiale, i foraminiferi planctonici registrano la temperatura dell’acqua fredda all’interno, o appena sotto, l’aloclino. Con il progredire della fase stadiale, i foraminiferi planctonici mostrano un aumento della temperatura (Figura 29), coerente con il continuo arrivo di acqua atlantica relativamente calda e salina al di sotto dell’aloclino. Senza la possibilità di sfogare il calore nell’atmosfera a causa della copertura di ghiaccio marino, la diminuzione della densità dell’acqua sottosuperficiale indebolisce la stratificazione che permette l’esistenza dell’aloclino e della copertura di ghiaccio marino. La transizione verso un’interstadiale calda della Groenlandia si verifica quando la stratificazione crolla, a quel punto il calore dello strato subsuperficiale si sposta rapidamente in superficie, sciogliendo la copertura di ghiaccio marino (figura 30). Questo improvviso mescolamento di acque calde e fredde è visibile nei proxy dei foraminiferi planctonici come un brusco riscaldamento della temperatura del mare che precede il riscaldamento atmosferico (figura 29).

Figura 29. Temperatura subsuperficiale nel mare di Norvegia. Registrazioni di temperatura proxy che coprono il periodo da 41 a 31 kyr BP. Pannello superiore in blu, proxy NGRIP δ18O per la temperatura della Groenlandia. Nel pannello inferiore, in rosso, la temperatura della superficie del mare ricostruita (SST) in base agli assemblaggi di foraminiferi planctonici. Fonte: T.M. Dokken et al. 2013. Paleoceanography 28 491-502.

Figura 30. Modello di riorganizzazione verticale del mare di Norvegia. Schema che mostra le condizioni invernali nell’Atlantico settentrionale e nel mare di Norvegia durante i tipici periodi stadiali freddi (a sinistra) e interstadiali caldi (a destra) di un ciclo D-O. Le posizioni A e C mostrano le sezioni nord-sud dell’Atlantico settentrionale durante le condizioni stadiali e interstadiali, rispettivamente. Le posizioni B e D mostrano sezioni est-ovest del Mare di Norvegia in condizioni stadiali e interstadiali, rispettivamente. Durante i periodi stadiali l’acqua calda dell’Atlantico settentrionale è stratificata sotto strati isolanti di ghiaccio marino, acqua dolce fredda e acqua fredda più salata (A e B). Nei periodi interstadiali la stratificazione crolla e l’acqua calda dell’Atlantico raggiunge la superficie riscaldando l’atmosfera (C e D). Fonte: T.M. Dokken et al. 2013. Paleoceanografia 28 491-502

I cicli di marea lunisolari come spiegazione del meccanismo di innesco di Dansgaard-Oeschger

La causa della periodicità osservata di 1470 anni è uno dei grandi misteri della paleoclimatologia. Le spiegazioni proposte si dividono in due classi: la variabilità interna, come le oscillazioni della circolazione oceanica o della dinamica delle calotte glaciali, e le forzature esterne, come le variazioni del sole o dei cicli orbitali planetari. Ma ogni spiegazione presenta delle lacune. Le ipotesi di variabilità interna hanno un problema a spiegare come si possa ottenere una periodicità così precisa, data la grande variabilità intrinseca dei fenomeni coinvolti e data la grande variabilità della durata delle oscillazioni D-O (figure 11 e 14). Non si conoscono cicli solari di ~1500 anni. I cicli orbitali di ~1500 anni non sono ampiamente accettati e il ciclo lunare più vicino conosciuto è di ~1800 anni.

Ho esaminato la maggior parte delle spiegazioni riguardanti l’elevata regolarità del ciclo D-O e sono tutte piuttosto insufficienti. Fattori interni come i cambiamenti nelle correnti oceaniche o l’accumulo di ghiaccio sono influenzati da troppi fattori variabili come il vento e le temperature per aspettarsi che siano in grado di produrre una tale regolarità. Lo stesso vale per la riorganizzazione verticale delle acque stratificate del mare norvegese. Durante gli eventi di Heinrich, il tempo e la quantità di accumulo di acqua calda sottosuperficiale sono molto più elevati, eppure il ritmo viene mantenuto. Per quanto riguarda i fattori esterni, il Sole sembra problematico. Non c’è la firma di un ciclo solare di circa 1500 anni nelle registrazioni proxy e i cambiamenti nella luminosità solare non sono precisi (il ciclo delle macchie solari mostra una variabilità del 14% nel ritmo), né abbastanza intensi da spiegare i cambiamenti osservati.

Sono pochissimi gli scienziati che sostengono l’origine mareale del ritmo dei cicli D-O e curiosamente Charles Keeling, il padre delle misurazioni globali di CO2 dal 1956 a Mauna Loa, ha dedicato i suoi ultimi anni a cercare di trovare un’origine mareale ai cambiamenti di temperatura (Keeling e Whorf, 1997; 2000). Tuttavia, per quanto l’ipotesi delle maree sembri inizialmente stravagante, è in grado di spiegare in modo unico alcune delle caratteristiche meccanicistiche del ciclo D-O di cui esistono prove.

Come per ogni causa sospetta, dobbiamo verificare che ne abbia i mezzi e l’opportunità. Le maree sono in grado di produrre l’effetto richiesto? Le maree regolari hanno già un forte effetto sul rimescolamento verticale delle acque oceaniche. L’effetto di rimescolamento verticale delle maree è calcolato annualmente in 4 terawatt, contro i 2 TW del vento (Keeling e Whorf, 1997). Poiché le acque oceaniche sono stratificate dal punto di vista della temperatura, il rimescolamento verticale è uno dei principali fattori di variazione della temperatura oceanica. Inoltre, le maree hanno luogo anche al di sotto del ghiaccio marino, dove sono l’unico fattore che influenza il rimescolamento verticale.

Anche le maree aumentano la loro potenza in modo non lineare tramite cicli, il principale dei quali è il ciclo nodale di 18,6 anni. Poiché l’orbita della Luna ha un’inclinazione di ~5° rispetto all’orbita della Terra, i nodi sono i punti in cui la Luna attraversa il piano dell’eclittica e la linea che unisce entrambi i nodi produce una rotazione completa ogni 18,6 anni. Questo produce cicli di allineamento con diverse periodicità. Questi si verificano quando la Terra è al perigeo e la Luna è all’apogeo o al perigeo nello stesso momento in cui la Luna attraversa l’eclittica e quando la Terra, la Luna e il Sole sono in sizigia. Ancora più importante di questi cicli di allineamento, la forza delle maree varia con i battiti armonici delle frequenze di marea a cicli più lunghi. Questi cicli agiscono su scala centenaria e, a differenza dei cicli di allineamento, producono maree molto intense per un periodo di mesi o anni. Sono stati associati ai periodi freddi delle epoche storiche (Keeling e Whorf, 1997; figura 31).

Figura 31. Tempi di forzatura delle maree lunisolari a partire dal 1600. Ogni evento, indicato da una linea verticale, fornisce una misura del forcing in termini di velocità angolare della luna, in gradi d’arco al giorno, al momento dell’evento. Gli archi collegano gli eventi di ogni importante sequenza di maree di 18,03 anni. Sono inoltre tracciati i tempi degli episodi di raffreddamento osservati nei dati climatici. I massimi centenari sono contrassegnati da lettere. Gli eventi climatici delle sequenze dominanti dal 1700 al 1974 sono a intervalli di circa 90 anni. Fonte: C.D. Keeling e T.P. Whorf, 2000. PNAS 97 3814-3819.

Una sequenza di maree , la più forte degli ultimi 200 anni, si è verificata l’8 gennaio 1974 (Figura 31). Possiamo quindi verificare se è successo qualcosa di insolito con le maree intorno a quella data. Secondo i dati storici, nel gennaio 1974 le coste occidentali degli Stati Uniti e dell’Europa furono colpite da maree insolitamente alte. In Europa occidentale, le maree combinate con le tempeste causarono gravi inondazioni in Irlanda, dove la gravità dei danni dell’11-12 gennaio fu superiore a quella del precedente uragano “Debbie”, causando il peggior disastro della storia per l’Electricity Supply Board of Ireland (Keane e Sheahan, 1974). Il 26 dicembre 1973, negli Stati Uniti, Fergus Wood, ricercatore della National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA), lanciò un allarme pubblico sull’imminente allineamento perigeo-sizigia dell’8 gennaio 1974, e i danni alle coste furono evitati grazie a sacchi di sabbia, riempimenti e altre misure precauzionali. Il Los Angeles Times riportava mercoledì 9 gennaio 1974 (CC Ed. Parte I, Pagina 1, Cols. 2, 3) “Onde gigantesche si abbattono sulla costa del Sud, minando le case sulla spiaggia. Barriere di sacchi di sabbia erette per respingere l’assalto delle maree”. (Wood, 1978). Anche l’allineamento successivo, il 9 febbraio, causò un’inondazione dovuta alla marea lungo la costa meridionale dell’Inghilterra.

A Fort Denison, nel porto di Sidney, in Australia, l’analisi dei livelli dell’acqua condotta dal 1914 al 2009 mostra che la più grande anomalia di marea è stata registrata il 26 maggio 1974, durante l’evento di tempesta oceanica più significativo della storia. In questo arco di tempo, circa il 96,8% delle anomalie misurate rientra nella banda passante tra -10 cm e +20 cm. L’anomalia del 1974 misurava 59 cm (Watson e Frazer, 2009).

Le maree oceaniche sotto la piattaforma di ghiaccio di Ross in Antartide sono state misurate tra il dicembre 1973 e il febbraio 1974 da Robinson et al. (1974), che hanno rilevato maree di circa 2 metri sotto la piattaforma di ghiaccio mediante gravimetria. È chiaro quindi che si verificano maree insolitamente forti con una periodicità centenaria in grado di esercitare un potente rimescolamento verticale anche al di sotto del ghiaccio marino, fornendo così un meccanismo per innescare un brusco riscaldamento interstadiale di Dansgaard-Oeschger. Le maree sono già state illustrate da Otto Petterssen nel 1914 come in grado di favorire il distacco degli iceberg, ma le maree sono anche sensibili al livello del mare e quindi alcuni ricercatori hanno scoperto, attraverso modelli che riproducono le maree attuali, che con condizioni glaciali di basso livello del mare si produrrebbero maree molto più grandi in alcune aree del mondo (Arbic et al., 2004; Griffiths e Peltier, 2008). Queste aree si trovano principalmente nella regione del Nord Atlantico (figura 32), per cui gli autori propongono un’origine mareale per gli eventi di Heinrich. Poiché le onde di marea si propagano, queste mega maree risalenti al periodo glaciale avrebbero interessato l’area dell’Atlantico settentrionale e del Mare di Norvegia, dove si verificò il brusco riscaldamento del ciclo D-O.

Figura 32. Ampiezza delle maree durante l’era glaciale. Ampiezza di marea (m) della principale marea lunare semidiurna M2 a (a) tempo presente e (b) 23 kyr BP in un modello idrodinamico accoppiato a una previsione gravitazionalmente autoconsistente (quindi geograficamente variabile) del cambiamento del livello del mare. Tra le aree con maree più forti ci sono quelle che producono scarichi di iceberg durante gli eventi di Heinrich (HE, cerchio nero) e l’area del mare norvegese in cui ha origine il brusco riscaldamento D-O (cerchio blu scuro). Fonte: S.D. Griffiths e W.R. Peltier. 2008. Geophys. Res. Let. 35 L08605.

Abbiamo visto che i cicli di marea lunisolari hanno la capacità di produrre mega maree durante il periodo glaciale, abbastanza forti da produrre un intenso rimescolamento verticale dell’acqua, e quindi in grado di spiegare l’innesco dei cicli D-O. L’ipotesi delle maree è molto coerente con i requisiti noti per i cicli D-O: condizioni di freddo che favoriscono un’estesa copertura di ghiaccio marino, stratificazione della temperatura dell’acqua con un sufficiente differenziale di densità e livello del mare sufficientemente basso da consentire la generazione di enormi maree, ma non così basso da rendere la copertura di ghiaccio troppo spessa e stabile. L’ipotesi delle maree sembra avere i mezzi, ma ha l’opportunità? Dai dati non è noto un chiaro ciclo di marea di 1470 anni, tuttavia è possibile dedurne uno dalla teoria. Abbiamo già visto che la precessione nodale avviene ogni 18,6 anni. La precessione absidale, o ciclo del perigeo, è la rotazione dell’orbita ellittica della Luna intorno alla Terra ogni 8,85 anni. Quando si verifica un ciclo nodale (18,6 anni), si verificano due cicli di perigeo (17,7 anni). Questi numeri sono così vicini che entrambi i cicli producono la massima interferenza ogni 366 anni, momento in cui si verificano maree più grandi. Berger et al. (2002) hanno proposto che il ciclo di 1470 anni risulti un fattore di 4 rispetto al battito armonico di 366 anni che riflette, forse, la necessità che la massima azione delle maree si verifichi in una finestra relativamente stretta durante la stagione estiva, quando il ghiaccio marino è più suscettibile alle perturbazioni delle maree.

Un ciclo lunisolare di maree di scala millenaria è solo un’ipotesi per il ritmo di 1470 anni del brusco riscaldamento del ciclo D-O, senza prove a sostegno. Durante l’Olocene il ciclo D-O scompare, perché richiede un basso livello del mare, ghiaccio marino esteso e acque stratificate a temperatura invertita, con la possibile partecipazione di maree glaciali potenziate. Tuttavia, come vedremo in un prossimo articolo di questa serie, l’eco di un segnale oceanico con la stessa periodicità risuona sul clima del Tardo Olocene (Neoglaciale). Le caratteristiche generali di questo segnale concordano anche con quanto ci si potrebbe aspettare da un ciclo lunisolare di maree durante un interglaciale caldo: aumento delle tempeste e diminuzione delle temperature della superficie marina.

Conclusioni

1) Tra 90 e 12 mila anni fa, le registrazioni di temperatura proxy della Groenlandia mostrano più di 20 bruschi e intensi cambiamenti climatici, noti come eventi Dansgaard-Oeschger, scanditi secondo una periodicità di 1470 anni.

2) Ogni oscillazione D-O è preceduta da un raffreddamento del Nord Atlantico e da scariche di iceberg che, quando sono intense e prolungate, costituiscono un evento Heinrich.

3) Le oscillazioni D-O presentano un cambiamento asimmetrico delle temperature con un riscaldamento di 8-10°C in pochi decenni seguito da un raffreddamento in fasi che durano da pochi secoli a oltre un millennio.

4) Prima del brusco riscaldamento della Groenlandia, le temperature aumentano in Antartide fino a circa 220 anni dopo l’inizio del riscaldamento della Groenlandia.

5) Il brusco riscaldamento dell’emisfero settentrionale aumenta le concentrazioni globali di metano dalle zone umide boreali a causa dell’aumento della temperatura e delle precipitazioni.

6) La CO2 non ha alcun ruolo nel ciclo D-O e i suoi livelli non sono né causa né conseguenza dei cambiamenti climatici più frequenti e più repentini del passato. L’aumento dei livelli di CO2 durante gli eventi Heinrich non altera in modo significativo il tasso o l’entità del riscaldamento durante la successiva oscillazione D-O.

7) Le oscillazioni D-O richiedono livelli marini compresi tra 45 e 90 m al di sotto di quelli attuali e sembrano essere inibite dalla massima obliquità.

8) La teoria principale, l'”ipotesi dell’oscillatore salino”, non spiega la periodicità e si basa su impulsi di acqua di fusione non dimostrati e sull’arresto della Atlantic Meridional Overturning Current , non supportata da prove.

9) La teoria rivale del D-O propone la stratificazione di acque calde sotto il livello dell’aloclino e dei ghiacci marini nell’Atlantico settentrionale e nel Mare di Norvegia, con il brusco riscaldamento dovuto al collasso di questa stratificazione e allo scioglimento dei ghiacci sovrastanti.

10) Un ciclo lunisolare di marea fornisce un’ipotesi non supportata che spiega tutte le prove conosciute per il ritmo di 1470 anni e il meccanismo di innesco delle oscillazioni D-O.

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