L’esistenza di un ciclo climatico di circa 2400 anni, scoperto nel 1968 da Roger Bray, è supportata da numerose prove derivanti da cambiamenti della vegetazione, avanzamenti dei ghiacciai, cambiamenti atmosferici che si riflettono in alterazioni dei modelli di vento, variazioni della temperatura e della salinità oceanica, abbondanza di ghiaccio alla deriva e cambiamenti nelle precipitazioni e nella temperatura. Ciò è dimostrato da registrazioni proxy provenienti da molte parti del mondo.
Introduzione
Nel tentativo di comprendere meglio la natura dei bruschi cambiamenti climatici del nostro pianeta, ho già esaminato il ciclo glaciale-interglaciale e il ciclo di Dansgaard-Oeschger che si verifica durante i periodi glaciali. Ora inizierò a esaminare i cicli climatici millenari che hanno un impatto brusco sul clima dell’Olocene, che cambia lentamente. Il più significativo e regolare è il ciclo di Bray di circa 2400 anni.
Recentemente, il Ciclo di Bray (Hallstatt) the Bray (Hallstatt) Cycle è stato rivisto analizzando i principali risultati di alcuni dei più significativi articoli dei ricercatori che lo hanno studiato. L’articolo riassume l’attuale comprensione scientifica del ciclo di circa 2400 anni. Nella parte A di questo articolo, esamineremo in dettaglio le prove dell’esistenza del ciclo climatico di ~ 2400 anni. Nella parte B, esamineremo le argomentazioni secondo cui il ciclo di circa 2400 anni della produzione di isotopi cosmogenici 14C e 10Be rappresenta un ciclo dell’attività solare. Nella parte C, discuteremo quello che è considerato il meccanismo più probabile attraverso il quale la variabilità solare potrebbe influenzare il clima, come proposto dagli autori che si occupano dell’argomento. In seguito, consigliamo al lettore interessato di leggere il post “Impatto del ciclo solare di circa 2400 anni sul clima e sulle società umane” “Impact of the ~ 2400 yr solar cycle on climate and human societies.”. Il post esplora, in dettaglio, gli effetti climatici e il loro impatto sulla civiltà umana in ciascuno dei minimi del ciclo di Bray durante l’Olocene.
Il ciclo biologico di 2400 anni del clima
Più di un secolo fa i botanici scandinavi iniziarono a ricostruire il clima dell’Olocene dalla stratigrafia delle torbiere. Riuscivano a distinguere gli strati di sedimenti in periodi umidi/secchi, freddi/caldi, e sviluppavano metodi di datazione grossolani. I loro sforzi portarono a capire che il clima dell’Olocene poteva essere suddiviso in periodi con condizioni climatiche diverse, come in un diagramma di Rutger Sernander del 1912 (figura 50 A, diagramma superiore).
Figura 50. Periodi di vegetazione e clima postglaciali, così come sono stati compresi nella prima metà del XX secolo. A). Diagramma superiore, la visione di Rutger Sernander dei periodi climatici caldi postglaciali nella Svezia meridionale e centrale, che mostra il brusco decadimento climatico da lui proposto alla transizione sub-boreale/sub-atlantica, definito “fimbulvintern”. La linea tratteggiata indica la visione opposta di G. Andersson di un’evoluzione continua della temperatura. Diagramma inferiore, evoluzione della temperatura tardo glaciale/postglaciale nella Svezia meridionale e centrale basata su prove biologiche, secondo Magnus Fries, che mostra la disposizione temporale delle nove zone polliniche in numeri romani. La linea sottile rappresenta un’oscillazione quasi millenaria dell’umidità. Le date sono espresse in anni solari. Fonte: T. Bergeron, 1956: T. Bergeron, 1956. Fornvännen, 51, 1-18. B). Zone polliniche analitiche definite da Knud Jenssen e Johs. Iversen per la Svezia meridionale e centrale che confermano la ricostruzione climatica di Sernander. Date in anni solari. Fonte: O.K. Davis, 2009. Introduzione all’ecologia quaternaria. Introduction to Quaternary ecology.
Lo sviluppo della palinologia (studi sui pollini) da parte di Lenart von Post negli anni ’30 ha permesso a Knud Jenssen e Johs. Iversen di migliorare la zonazione del periodo postglaciale (figura 50 B) e di sviluppare una scala di temperatura estiva basata sulla vegetazione per l’Olocene scandinavo entro gli anni Quaranta. Questa scala di temperatura ha permesso di ricostruire il clima dell’Olocene in modo molto simile a quello attuale entro il 1950 (figura 50 A, diagramma inferiore).La Figura 50 riassume decenni di lavoro dei botanici per stabilire le fasi della vegetazione nell’Olocene dell’emisfero settentrionale. Queste fasi ci permettono di distinguere un ciclo vegetativo e faunistico di 2500 anni. Alcuni botanici, come Rutger Sernander, hanno proposto che queste transizioni fossero brusche e non graduali. In particolare, ha proposto che l’ultima transizione tra il sub-boreale e il sub-atlantico, intorno al 650 a.C., corrisponda al “Fimbulvintern” “Fimbulvintern” o Grande Inverno delle Saghe, che segna la fine dell’Età del Bronzo nordica (figura 50 A), e che ha reso i Paesi nordici un luogo più freddo.
Il ciclo glaciologico di 2400 anni
All’inizio degli anni Cinquanta, alcuni ricercatori notarono una correlazione tra i movimenti dei ghiacciai del Nord America e le macchie solari dei 300 anni precedenti. Negli anni ’60 James Roger Bray costruì un indice solare a partire dal 527 a.C., combinando le osservazioni telescopiche delle macchie solari con quelle a occhio nudo delle macchie solari e delle aurore. Ha anche costruito un indice per le grandi avanzate di ghiaccio postglaciali dai ghiacciai di tutto il mondo. Ha confrontato queste due osservazioni e ha riscontrato un alto grado di correlazione e un buon accordo con il ghiaccio marino islandese e con le variazioni della produzione di 14C. Osservò nei dati un possibile ciclo di 2300-2700 anni, che proiettò nel passato a partire dalla Piccola Era Glaciale, scoprendo che un periodo di 2600 anni corrispondeva molto bene sia alle transizioni della vegetazione, come quella atlantica/sub-boreale o quella sub-boreale/sub-atlantica, sia a significativi avanzamenti dei ghiacciai dal passato dopo il Dryas Giovane (Bray, 1968). Poiché è stato il primo a identificare e descrivere correttamente i cicli climatici e solari di circa 2400 anni, essi dovrebbero portare il suo nome, come da tradizione.
Gli studi glaciologici e solari di Bray sono stati riprodotti nel 1973 da Denton e Karlén, che hanno effettuato uno studio più dettagliato degli avanzamenti glaciali mondiali, giungendo sostanzialmente alla stessa periodicità, 2500 anni (figura 51 A). A quel punto Hans Suess aveva determinato le fluttuazioni a breve termine dei livelli di 14C degli ultimi 7000 anni a partire dagli anelli degli alberi. Anche allora si pensava che rappresentassero variazioni dell’attività solare. Come Bray aveva fatto in precedenza, Denton & Karlén (1973) hanno correlato i periodi di maggiore avanzamento dei ghiacciai a periodi di elevata produzione di 14C (bassa attività solare).
Figura 51. Fluttuazioni dei ghiacciai olocenici. A). Sintesi delle fluttuazioni dei ghiacciai mondiali dell’Olocene che mostra tre ampi intervalli di espansione dei ghiacciai negli ultimi 6000 anni e un quarto riconosciuto in Scandinavia. Fonte: G. Denton & W. Karlén, 1973. Quat. Res., 3, 155-205. B). Suddivisioni oloceniche e fluttuazioni dei ghiacciai nelle Alpi europee, che mostrano il complesso schema di avanzamenti e ritiri che non sempre corrispondono tra le Alpi austriache e svizzere. La scala delle date radiocarboniche non calibrate è mostrata insieme alla corrispondente scala calibrata in anni solari BP. In questa e nelle successive figure, le barre blu indicano la posizione dei minimi del ciclo di Bray di circa 2400 anni. Fonte: D. Bressan, 2011. Scientific American.
A metà degli anni ’70 la comunità scientifica era consapevole dell’esistenza di un ciclo climatico di 2500 anni che causava avanzamenti e recessioni dei ghiacciai e che separava fasi di vegetazione e fasi culturali significativamente diverse (figura 51B). A causa della sua coincidenza con le fluttuazioni del 14C, si è dedotto che la sua causa fosse la variabilità solare. In questo lavoro sia il ciclo climatico che quello solare sono indicati come ciclo di Bray e i minimi del ciclo, associati a una maggiore produzione di 14C e a cambiamenti climatici che si manifestano con il raffreddamento, l’avanzamento dei ghiacciai, l’aumento del ghiaccio alla deriva nell’Atlantico settentrionale e i cambiamenti atmosferici, oceanici e delle precipitazioni, sono numerati, a partire da periodi più recenti, come B1, B2, …, con B1 la Piccola Era Glaciale.
Il ciclo climatico atmosferico di 2400 anni
Il successivo grande progresso nella caratterizzazione del ciclo climatico di 2400 anni è venuto dallo studio delle carote di ghiaccio. Paul Mayewski, uno degli studenti di George Denton, è stato lo scienziato incaricato di coordinare gli sforzi di oltre 200 scienziati dell’American Ice Core Program che nel 1993 hanno completato il Greenland Ice Sheet Project II (GISP2). Ha descritto questo sforzo e i suoi frutti nel suo libro del 2002 “The Ice Chronicles: The Quest to Understand Global Climate Change.” . Mentre altri ricercatori si occupavano di studiare i gas, gli isotopi o la polvere nella carota di ghiaccio del GISP2, Mayewski e colleghi studiarono la composizione chimica dei principali ioni portati dal vento sul ghiaccio, utilizzandoli come traccianti della circolazione atmosferica. Hanno scoperto una forte associazione tra le espansioni dei sistemi di circolazione atmosferica dell’emisfero settentrionale e il ciclo di 2500 anni precedentemente descritto dal suo ex insegnante (O’Brien et al., 1995; figure 46 F & G; ). Un aumento della deposizione di sale è oggi associato alle condizioni atmosferiche invernali. Questo è il momento in cui il vortice polare settentrionale si espande e la circolazione meridiana aumenta, e quindi rappresenta un aumento delle condizioni di freddo e vento. La periodicità riscontrata da Mayewski e colleghi (O’Brien et al., 1995) nei sali GISP2 è vicina ai 2600 anni (figura 52 b). Hanno notato una buona correlazione tra i massimi atmosferici e i gruppi di tre grandi minimi solari (GSM) del tipo Maunder e Spörer, con il più recente che ha avuto luogo durante la LIA (O’Brien et al., 1995; figura 52 c).
Figura 52. Cambiamenti atmosferici olocenici nell’Atlantico settentrionale e nell’Artico. a). Indice di circolazione polare GISP2, una serie temporale della funzione ortogonale empirica dominante (EOF1) dei principali ioni nella carota di ghiaccio, che fornisce una misura relativa della dimensione e dell’intensità media della circolazione atmosferica polare. I valori di PCI aumentano (ad esempio, più polvere continentale e contributi marini) durante le porzioni più fredde del record. b). Principale componente periodica del flusso di sale marino Na nella carota di ghiaccio GISP2 con una periodicità di quasi 2600 anni. c). Intervalli di ∆14C che presentano pattern di tipo Maunder e Spörer che si presentano a grappolo. Fonti: S.R. O’Brien et al., 1995. Science, 270, 1962-1964. Gruppo di lavoro sulle carote di ghiaccio. Il National Ice Core Laboratory. d). Granulometria media della deposizione di suolo eolico a Hólmsá, Islanda, indicativa della forza del vento. I periodi ventosi, indicati dal trasporto e dalla deposizione di sedimenti grossolani, sono coevi ai periodi freddi e tempestosi registrati nelle carote di ghiaccio GISP2 e nei sedimenti del Nord Atlantico. Fonte: M. G. Jackson et al., 2005. Geology 33, 509-512. e). Traccia grigio scuro, ricostruzione del coefficiente temporale mediante l’analisi dello spettro singolare della varianza SST detrended e normalizzata basata sull’alkenone, da una carota di sedimento marino dell’Africa occidentale, come proxy dell’oscillazione AO/NAO. Curva nera, componente periodica principale dei dati. Fonte: J-H. Kim et al. 2007. Geologia 35, 387-390. Traccia grigio chiaro, modello di circolazione NAO dedotto dall’analisi delle componenti principali dei parametri redox (rapporti Ca/Ti e Mn/Fe) di un sedimento lacustre della Groenlandia. Fonte: J. Olsen et al. 2012. Nature Geoscience, 5, 808-812.
La riorganizzazione atmosferica che avviene in corrispondenza dei minimi del ciclo di Bray e che causa un aumento della circolazione polare è parzialmente evidente nei sedimenti eolici del suolo dell’Islanda meridionale (Jackson et al., 2005; figura 52 d). Alcune delle granulometrie più grandi trasportate dai venti più forti sono associate a periodi freddi e coincidono con alcuni dei minimi del ciclo di Bray (B3 e B4, figura 52 d). Gli autori del lavoro sottolineano la somiglianza del modello dei venti con il record del legame deriva-ghiaccio del Nord Atlantico.
I cambiamenti nella circolazione polare e nella forza del vento sono suggestivi dell’Oscillazione Artica/Oscillazione Nord Atlantica (AO/NAO). L’AO riflette lo stato della circolazione atmosferica sull’Artico, attraverso una fase positiva, caratterizzata da altezze di geopotenziale inferiori alla media, e una fase negativa in cui è vero il contrario. Nella fase negativa, il sistema di bassa pressione polare (noto anche come vortice polare) sull’Artico è più debole, il che si traduce in venti di livello superiore più deboli (i venti occidentali). Pertanto, l’aria fredda artica e le tracce di tempesta si spostano più a sud, causando un calo delle temperature dell’emisfero settentrionale e cambiamenti nei modelli di precipitazione. L’AO spesso condivide la fase con la NAO, che riflette le differenze nella forza di due centri di pressione nel Nord Atlantico: la bassa pressione vicino all’Islanda e l’alta pressione sulle Azzorre. Le fluttuazioni nella forza di questi centri di pressione alterano l’allineamento della corrente a getto, influenzando la temperatura e la distribuzione delle precipitazioni. Una fase negativa della NAO si produce quando l’indebolimento della bassa pressione islandese e dell’alta pressione delle Azzorre riduce il gradiente di pressione, con conseguente indebolimento delle correnti occidentali più meridionali che producono condizioni più fredde su gran parte del Nord America e dell’Europa settentrionale e spostano le tracce delle tempeste verso sud, in direzione del Mediterraneo. Una fase negativa della NAO è solitamente caratterizzata da condizioni di blocco più frequenti e più lunghe, quando un modello di pressione stazionario permette all’aria fredda artica di riversarsi sulle medie latitudini.
L’andamento della NAO olocenica è stato ricostruito partendo da una carota di sedimento marino il cui contenuto di alkenone ha dimostrato di dipendere dall’upwelling legato all’intensità degli alisei vicino alle coste dell’Africa occidentale (Kim et al., 2007; figura 52 e). Per gli ultimi millenni, l’intensità della NAO è stata ricostruita anche da sedimenti lacustri in Groenlandia, mostrando i valori molto bassi della NAO che hanno caratterizzato la LIA (Olsen et al., 2012; figura 52 e). Le prove indicano una variazione periodica di 2400 anni nella SST e nell’intensità dell’upwelling al largo dell’Africa occidentale, associata a un ciclo climatico nella circolazione oceanica che riflette le condizioni periodiche della NAO. I minimi di questo ciclo NAO sono caratterizzati da condizioni dominanti negative della NAO che producono un raffreddamento dell’emisfero settentrionale e cambiamenti nelle precipitazioni. Rimbu et al. (2004) hanno sostenuto che durante l’Olocene la circolazione atmosferica AO/NAO è stata la modalità climatica dominante su scale temporali millenarie.
ll ciclo climatico oceanico di 2400 anni
Dato il forte accoppiamento tra la variabilità atmosferica e oceanica, non sorprende che il ciclo climatico di circa 2400 anni sia evidenziato da alcuni proxy delle correnti oceaniche, in particolare nell’Atlantico settentrionale. Oppo et al. (2003) hanno utilizzato un proxy ben noto delle acque più profonde, la composizione in isotopi di carbonio dei foraminiferi bentonici, per valutare la variabilità olocenica delle acque profonde in una carota di sedimento nell’Atlantico subpolare nord-orientale. I bassi valori di 13C sono indicativi di una riduzione del contributo delle acque profonde del Nord Atlantico (NADW), ricche di 13CO2. Oppo et al. (2003) identificano le maggiori riduzioni della NADW a 9,3, 8,0, 5,0 e 2,8 kyr fa. Gli ultimi tre periodi corrispondono ai minimi di Bray da 2 a 4 (figura 53 a). Riduzioni significative del 13C, indicative di una ridotta produzione di NADW, sono state segnalate anche a 10.300 BP (B5) da Bond et al. (1997) e alla LIA (B1) da Keigwin e Boyle (2000). Ciò significa che tutti i minimi del ciclo di Bray sono stati identificati come periodi di ridotto contributo di NADW da diversi autori. Tali periodi potrebbero vedere una riduzione del flusso verso nord delle acque calde vicino alla superficie del Nord Atlantico per mantenere il bilancio di massa (che potrebbe essere la causa della riduzione della NADW), con conseguente raffreddamento delle alte latitudini del Nord Atlantico.
Figura 53. Variazioni oloceniche delle correnti oceaniche dell’Atlantico settentrionale e dell’Artico. a). Le variazioni del δ13C del Cibicidoides wuellerstorfi bentonico, in una carota di sedimento marino nell’Atlantico NE subpolare, registrano le variazioni del δ13C della quantità totale di CO2 nelle acque di fondo, come proxy del contributo delle acque profonde del Nord Atlantico (NADW) ricche di δ13C. I minimi del ciclo di Bray (barre blu) corrispondono a periodi di ridotto contributo della NADW. Fonte: D.W. Oppo et al., 2003. Nature, 422, 277-278. b). Ricostruzione della salinità alla base del termoclino mediante misure accoppiate di Mg/Ca-δ18O di Globigerina inflata da una carota di sedimento marino a sud dell’Islanda. Durante l’inizio dell’Olocene, il sub-termoclino era più salato, ma ha subito una rinfrescata in un periodo in cui le calotte glaciali contribuivano ancora con acqua di fusione. È possibile riconoscere l’evento di scarico di acqua dolce glaciale di 8,2 kyr fa. Condizioni saline calde nel sottotermoclino si sono verificate a 0,3, 1,0, 2,7 e 5,0 kyr fa, in coincidenza con le perturbazioni climatiche note nella regione del Nord Atlantico. Fonte: D.J.R. Thornalley et al., 2009. Nature, 457, 711-714. c). Variazioni quantitative in wt% mineralogiche (quarzo e feldspati) detrendenti da 16 carote della piattaforma islandese (linea spessa), come proxy per il ghiaccio alla deriva dell’Oceano Artico e della Groenlandia orientale, adattate a un polinomio del quarto ordine (linea sottile). Cinque picchi nei residui dei dati sono definiti dal ciclo di 2500 anni. Fonte: J.T. Andrews, 2009. J. Quat. Sci. 24, 664-676. d). Record di abbondanza di Gephyrocapsa muellerae (nº x 108/g), detrenderizzato (grigio) e smussato (nero), come proxy del flusso di acqua atlantica più calda attraverso lo stretto Islanda-Scozia dei mari nordici da una carota di sedimento al largo della Norvegia. La bassa abbondanza durante la LIA (B1) potrebbe essere dovuta alle acque atlantiche troppo fredde durante l’estate per questa specie amante del caldo. Fonte: J. Giraudeau et al., 2010. Quat. Sci. Rev. 29, 1276-1287.
L’analisi della temperatura e della salinità della Atlantic Meridional Overturning Circulation (AMOC) utilizzando una carota di sedimento a sud dell’Islanda, dove le correnti di Faroe e Irmingen si diramano dalla corrente del Nord Atlantico, mostra che gli episodi di condizioni saline calde sotto il termoclino sono centrati a 0,3 (B1), 1,0, 2,7 (B2) e 5,0 (B3) kyr fa, in coincidenza con le note perturbazioni climatiche nella regione del Nord Atlantico (Thornalley et al., 2009; figura 53 b). Gli autori dimostrano che l’aumento della salinità, della temperatura e della stratificazione dell’acqua, in periodi di bruschi cambiamenti climatici, è dovuto a un aumento dell’afflusso nell’Atlantico di acque saline più calde del gyre subtropicale a scapito delle acque più fresche e fredde del gyre subpolare. Essi interpretano questo fenomeno come un feedback negativo da parte del gyre subpolare, che ha stabilizzato l’AMOC, nei momenti di apporto di acqua dolce, in particolare durante l’inizio dell’Olocene, quando le calotte glaciali si stavano ancora sciogliendo in modo rapido, e durante l’evento di 8,2 kyr, quando si è verificato lo scoppio del lago proglaciale Agassiz (Thornalley et al., 2009; figura 53 b). Essi propongono la variabilità solare come forzante di queste oscillazioni. L’aumento della salinità dell’afflusso atlantico osservato nei periodi di ridotta formazione di NADW identificati da Oppo et al. (2003; figura 53 a) potrebbe aver limitato la riduzione o contribuito a riavviare un AMOC più forte.
Andrews (2009) ha analizzato la distribuzione di specie minerali estranee da parte del ghiaccio di deriva nelle acque di piattaforma islandesi. Mentre il ghiaccio alla deriva è aumentato negli ultimi 6000 anni di condizioni neoglaciali al largo dell’Islanda settentrionale, i dati detrended supportano l’esistenza di una periodicità climatica di 2400 anni. I periodi di alto drift ice coincidono con i minimi del ciclo di Bray (Andrews, 2009; figura 53 c). Come nel caso della serie di Bond, esiste una variabilità nei record di ghiaccio alla deriva, poiché alcuni eventi freddi non appartengono al ciclo di Bray.
Uno sguardo più dettagliato ai cambiamenti su scala millenaria del trasporto oceanico che hanno avuto luogo presso la dorsale Islanda-Scozia conferma ulteriormente il ciclo oceanico di ~ 2400 anni. L’abbondanza di specie di coccoliti in una carota marina al largo della Norvegia riflette i principali cambiamenti olocenici nel trasferimento delle acque atlantiche verso i mari nordici con una periodicità di 2400 anni (Giraudeau et al., 2010; figura 53 d). Episodi millenari su scala olocenica di maggiore avvezione di calore da parte delle acque atlantiche al largo della Norvegia sono associati a un aumento delle precipitazioni invernali sulla Scandinavia, a un incremento dei flussi di sale marino sulla Groenlandia e a un rafforzamento dei venti sull’Islanda. Ciò suggerisce la presenza di forzanti atmosferici comuni. Si tratta forse della posizione e dell’intensità dei venti occidentali e dei cambiamenti associati nei gradienti di pressione alle medie e alte latitudini. Si ritiene che tali processi atmosferici spieghino l’accoppiamento osservato tra i periodi di eccesso di ghiaccio di deriva nell’Islanda settentrionale (Andrews, 2009; figura 53 c) e gli intervalli di massimo afflusso di acqua calda dell’Atlantico nel Mare di Norvegia (Giraudeau et al., 2010; figura 53 d) negli ultimi 11.000 anni.
Il ciclo idrologico di 2400 anni del clima
Le precipitazioni sono influenzate da molteplici fattori e in molti casi sono determinate da modelli climatici e meteorologici regionali o addirittura locali. È chiaro tuttavia che le riorganizzazioni atmosferiche che hanno accompagnato il ciclo climatico di Bray di 2400 anni si riflettono nei cambiamenti delle precipitazioni in diverse località. Da decenni Michael Magny studia le fluttuazioni del livello dei laghi dell’Olocene medio-europeo e il loro impatto sugli insediamenti umani preistorici (Magny et al., 2004). La sua ricerca mostra molto chiaramente l’impatto dei cambiamenti climatici dell’Olocene. Esiste una tendenza generale all’aumento dell’aridità durante il Neoglaciale, dopo un HCO più umido. In sovrapposizione a questa tendenza generale attribuibile al forcing di Milankovitch, il ciclo di 2400 anni è caratterizzato da forti transizioni da bassi ad alti livelli lacustri (Magny et al., 2004; figura 54 a), che indicano un forte aumento delle precipitazioni ai minimi del ciclo climatico di Bray.
Figura 54. Variazioni oloceniche delle precipitazioni nell’emisfero settentrionale. a). Ricostruzione del livello lacustre dell’Olocene medio europeo a partire da un insieme di 180 datazioni al radiocarbonio, agli anelli degli alberi e archeologiche di eventi lacustri superiori e inferiori basati su più linee di evidenza, ottenuti da sequenze di sedimenti di 26 laghi nelle montagne del Giura, nelle Prealpi francesi settentrionali e nell’Altopiano svizzero. Il punteggio indica il grado di registrazione dell’evento lacustre, non la sua intensità. Con una risoluzione di 50 anni, gli episodi di innalzamento del livello dei laghi sono definiti da un crollo dei punteggi dei livelli più bassi seguiti da un picco dei punteggi dei livelli più alti. Fonte: M. Magny, 2004: M. Magny, 2004. Quat. Internat. 113, 65-79. b). Ricostruzione delle precipitazioni invernali sul ghiacciaio Bjørnbreen a Jotunheimen, Norvegia meridionale. Le precipitazioni sono ricostruite in base alla relazione nota tra le variazioni dell’altitudine della linea di equilibrio (ELA, il confine tra le aree di ablazione e di accumulo) e le variazioni della temperatura media di luglio ricostruite dai dati palinologici. Le precipitazioni invernali sono più importanti della temperatura estiva per gli episodi di espansione dei ghiacciai. Fonte: J.A. Matthews et al., 2005. Quat. Sci. Rev. 24, 67-90. c). Grafico di probabilità sommata dell’Olocene per le paleoflore del sistema fluviale spagnolo, depositi di sabbie da fini a medie sui fianchi di stretti canyon rocciosi che sono il risultato di alluvioni di magnitudo simile o superiore a quella delle più grandi alluvioni registrate nella serie strumentale e sono considerate una prova di alluvioni estreme del passato. Fonte: V.R. Thorndycraft & G. Benito, 2006. Quat. Sci. Rev. 25, 223-234. d). Frequenza delle querce (Quercus spp.) e dei pini (Pinus sylvestris L.) coltivati nelle torbiere irlandesi (scala invertita) durante l’Olocene come prova dei cambiamenti nell’apporto di umidità in Irlanda. In condizioni di umidità, gli alberi non erano in grado di crescere sulle torbiere più umide. Fonte: C. Turney et al., 2005. J. Quat. Sci. 20, 511-518. e). Record dello spessore medio di 25 anni di varve sedimentarie in una carota marina nel bacino di Santa Barbara come proxy delle precipitazioni annuali nell’area. La linea sottile rappresenta un filtro passa-basso per enfatizzare le fluttuazioni su scala millenaria. I dati mancano intorno all’evento di 8,2 kyr, quando il bacino è entrato in un intervallo bioturbato non varvato simile agli stadiali glaciali. Fonte: A.J. Nederbragt & J. Thurow, 2005. Paleo. 221, 313-324. f). Registrazione isotopica δ18O a risoluzione quinquennale dalla stalagmite DA della Dongge Cave (Cina meridionale) come proxy della forza del monsone asiatico negli ultimi 9000 anni. Le barre gialle indicano la tempistica degli eventi Bond da 0 a 5 nell’Atlantico settentrionale. Le due barre grigie indicano altri due eventi di monsone asiatico debole degni di nota che possono essere correlati a eventi di detriti trasportati dal ghiaccio. Fonte: Y. Wang et al., 2005. Science 308, 854-857.
Una ricostruzione delle precipitazioni invernali dai ghiacciai costieri della Norvegia mostra periodi di aumento delle precipitazioni in corrispondenza dei minimi del ciclo di Bray (Matthews et al., 2005; figura 54 b). Oltre ad alimentare l’avanzamento dei ghiacciai in questi periodi (figura 51 a), il record di precipitazioni invernali derivato dai ghiacciai norvegesi corrisponde quasi esattamente al record di afflusso di acque calde nell’Atlantico derivato dai mari norvegesi (figura 53 d), a sostegno di una relazione causale.
Anche la cronologia fluviale spagnola supporta un ciclo di 2400 anni di precipitazioni (Thorndycraft & Benito, 2006; figura 54 c). Tre dei cinque principali periodi di inondazione evidenziati dagli autori coincidono con i minimi B1, B2 e B5 del ciclo di Bray. Inoltre, i minimi B3 e B4 sono caratterizzati da episodi significativi di inondazioni di acque limacciose o paleofloods, che registrano periodi di maggiore frequenza di inondazioni legate alla variabilità climatica dell’Olocene (Thorndycraft & Benito, 2006; figura 54 c). Si tratta di sedimenti a grana fine prodotti da alluvioni di grande portata, conservati in ripari rocciosi a valle in gole di roccia. Negli ultimi 1300 anni si è registrato un forte aumento della frequenza delle inondazioni nei fiumi spagnoli. Gli autori propongono come probabile causa un aumento del potenziale di conservazione e/o un maggiore impatto umano sul paesaggio.
L’idrologia dell’Irlanda dell’Olocene è stata ricostruita da querce e pini raccolti nelle torbiere. Questi alberi, accuratamente datati attraverso la dendrocronologia (querce) e la datazione al carbonio (pini), forniscono una documentazione delle condizioni di siccità quando la diminuzione dei livelli della falda freatica ha permesso la colonizzazione di questi ambienti marginali da parte degli alberi (Turney et al., 2005). Sebbene l’idrologia dell’Irlanda mostri un andamento complesso nel corso del trend neoglaciale sempre più umido, i minimi del ciclo di Bray sono associati a periodi di aumento delle precipitazioni (figura 54 d). Ciò è in contrasto con la tendenza all’inaridimento del Neoglaciale in gran parte dell’Europa e del mondo.
I cambiamenti idrologici causati dal ciclo climatico di 2400 anni non sono limitati alla sola regione del Nord Atlantico. Lo stesso modello può essere trovato nel bacino di Santa Barbara (California), riflesso nella variabilità dello spessore delle varve, che notoriamente dipende dalle precipitazioni annuali ed è inversamente correlato alla forza del vento (Nederbragt & Thurow, 2005). Il ciclo descritto di circa 2750 anni nello spessore delle varve si correla molto bene con il ciclo climatico di Bray (figura 54 e), con periodi di maggiore spessore delle varve (aumento delle precipitazioni) in corrispondenza dei minimi di Bray.
Un record ad alta risoluzione della forza del monsone asiatico è stato ottenuto dall’analisi isotopica dell’ossigeno della stalagmite “DA” nella grotta di Dongge (Cina; Wang et al., 2005). Il record supporta episodi di debolezza monsonica (secchezza) in corrispondenza di tutti i minimi di Bray, la maggior parte dei quali evidenziati dagli autori del lavoro (figura 54 f). La maggior parte della variabilità centenaria e millenaria dei monsoni asiatici e indiani è stata tradizionalmente collegata da più autori alla variabilità solare (Wang et al., 2005; Neff et al., 2001).
Il ciclo di 2400 anni della temperatura
Sebbene le variazioni di temperatura non debbano dominare l’analisi dei cambiamenti climatici, esse sono un importante indicatore di cambiamenti climatici repentini e quindi ci si aspetterebbe di trovare tracce del ciclo climatico di 2400 anni nelle registrazioni proxy della temperatura. E in effetti, sono chiaramente presenti. Nell’articolo precedente ho esaminato i 73 proxy globali analizzati da Marcott (2013; Holocene climate variability).. Se mediato correttamente, ogni minimo del ciclo di Bray coincide con un periodo in cui le temperature stavano subendo un calo significativo rispetto alla tendenza precedente (figura 55 a). Anche il B5, quando il mondo stava ancora sperimentando il rapido riscaldamento che ha portato all’HCO, mostra un significativo allontanamento dalla tendenza al riscaldamento dei secoli precedenti.
Figura 55. Proxy di temperatura dell’Olocene e ricostruzione. a). Ricostruzione della temperatura media globale da Marcott et al., 2013, utilizzando le date pubblicate dai proxy e la media differenziale, con l’anomalia di temperatura riscalata come discusso qui. Fonte: Marcott et al., 2013. Science 339, 1198-1201. b). L’obliquità dell’asse terrestre mostra un andamento simile a quello delle temperature oloceniche. c). Ricostruzione olocenica delle temperature delle acque intermedie a 500 m di profondità da una serie di carote di sedimento nello Stretto di Makassar e nel Mare di Flores in Indonesia, in corrispondenza dell’Indo-Pacific Warm Pool. Le temperature sono espresse come anomalie rispetto alla temperatura del 1850-1880 CE. Le bande ombreggiate rappresentano ±1 SD. Fonte: Y. Rosenthal et al., 2013. Science 342, 617-621. d). Ricostruzione della temperatura superficiale del mare nel Golfo di Davao, a sud di Mindanao, in base ai livelli di Mg/Ca nel foraminifero superficiale Globigerinoides ruber. La banda grigia scura corrisponde al filtro band-pass 2000-3000 anni dei dati, mentre l’area grigia chiara rappresenta il livello di confidenza del 90%. Fonte: D. Khider et al. 2014. Paleoceanography 29, 143-159. e). Variazioni oloceniche della SST dell’Atlantico subtropicale dalla carota di sedimento marino 658C. Il record documenta un noto spostamento del clima monsonico africano a 5,5 kyr, quando i cambiamenti nell’orbita terrestre spostarono il monsone africano verso sud, portando condizioni molto più secche e calde nell’Africa subtropicale e ponendo fine al Periodo Umido Africano. A questa tendenza si sovrappongono variazioni di SST su scala millenaria coerenti con alcuni degli eventi di sollevamento dei ghiacci del Nord Atlantico definiti da Bond et al. 2001, compresi i minimi del ciclo di Bray (barre blu). Fonte: P. deMenocal et al., 2000. Science 288, 2198-2202. f). Pila di detriti trasportati dal ghiaccio (invertita) da quattro carote di sedimenti dell’Atlantico settentrionale. Si propone che l’aumento dell’attività degli iceberg nell’Atlantico settentrionale sia legato all’aumento dell’avvezione di acqua fredda dai mari artici e nordici. Fonte: G. Bond et al., 2001. Science 294, 2130-2136.
Che la ricostruzione della temperatura globale rifletta realmente i cambiamenti della temperatura globale e non sia dominata dai record dell’emisfero settentrionale è confermato dalla ricostruzione di Rosenthal et al. (2013) delle temperature delle acque intermedie nella piscina calda indo-pacifica equatoriale, la regione oceanica più calda del mondo. La loro ricostruzione mostra un profilo molto simile alla ricostruzione globale di Marcott et al. (2013) e mostra che ogni minimo del ciclo di Bray coincide con un significativo allontanamento verso il basso dalla tendenza generale della temperatura (figura 55 c). Ciò è confermato anche dalla scoperta nella stessa area (a sud di Magindanao) che le SST dell’Olocene mostrano una variabilità nelle periodicità 1000, 1500 e 2500, e la periodicità 2500 coincide molto bene con il ciclo di Bray (Khider et al., 2014; figura 55 d). Khider et al. misurano le variazioni della temperatura superficiale dell’acqua associate al ciclo di Bray nell’Indo-Pacific Warm Pool in 0,3°C e calcolano una sensibilità climatica ai cicli solari millenari di 9,3-16,7 °C/Wm-2, un ordine di grandezza superiore alla sensibilità stimata al ciclo solare di 11 anni.
I proxy di temperatura del mare dell’Africa occidentale indicano che le SST erano più basse di oltre 2° C durante il Periodo Umido Africano (de Menocal et al., 2000; figure 40 e 55 e), dopodiché la mancanza di precipitazioni dovuta allo spostamento verso sud del monsone africano ha prodotto un brusco riscaldamento della superficie del mare prima di unirsi alla tendenza al raffreddamento globale del Neoglaciale. All’interno di questo complesso schema generale, i minimi del ciclo di Bray sono ancora una volta associati a una significativa riduzione temporale della SST (figura 55 e).
Un’analisi più completa delle temperature SST negli oceani tropicali e nella regione del Nord Atlantico, del Mediterraneo e del Mar Rosso è stata eseguita da Rimbu et al. (2004), utilizzando 18 registrazioni di alkenone. La modalità principale di variabilità riflette il forcing di Milankovitch, ritardato nel caso del Nord Atlantico dallo scioglimento delle calotte glaciali. Il modo secondario di variabilità (componente temporale principale della seconda funzione ortogonale empirica) si manifesta in entrambe le regioni come un ciclo di circa 2300 anni che concorda bene con il ciclo di Bray (Rimbu et al., 2004; figura 56). Il principale disaccordo è con B4 a causa dell’evento di 8,2 kyr, che ha influenzato le SST nell’Atlantico settentrionale già a partire da 8,4 kyr BP, ma sembra aver avuto un effetto ritardato ai tropici intorno a 8,1 kyr BP, forse anticipando l’effetto di B4 qualche secolo dopo. Per analogia con le registrazioni del periodo strumentale e l’analisi di un’integrazione a lungo termine di un modello di circolazione generale accoppiato oceano-atmosfera, gli autori suggeriscono che l’AO/NAO è una modalità dominante della variabilità climatica su scale temporali millenarie. Questa conclusione concorda bene con le altre prove del ciclo climatico di Bray qui presentate.
Figura 56. Variabilità millenaria su scala olocenica della temperatura della superficie marina. a) e c). Posizioni delle carote di sedimento marino per le 8 carote della regione tropicale (da 25°S a 25°N) e per le 10 carote del bacino del Nord Atlantico che sono state analizzate, rispettivamente. b) e d). Coefficiente temporale (Principal Component Analysis) per la seconda funzione ortogonale empirica della variabilità SST basata sull’alkenone. Le modalità dominanti delle SST tropicali e nordatlantiche dell’Olocene mostrano un ciclo di 2,3 anni legato alla forza dell’AO/NAO durante l’Olocene, dimostrando che questo ciclo ha un carattere globale. Fonte: N. Rimbu et al., 2004. Clim. Dyn. 23, 215-227.
Anche il record di Bond di deposizione petrologica di ghiaccio alla deriva nell’Atlantico settentrionale è generalmente considerato correlato a condizioni più fredde nella regione dell’Atlantico settentrionale che favoriscono una maggiore frequenza di iceberg che si spostano verso sud (Bond et al., 2001). La maggior parte, se non tutti, gli eventi di Bond sono stati collegati al raffreddamento e ai cambiamenti climatici repentini al di fuori dell’area del Nord Atlantico. Il record di Bond riflette anche il ciclo di Bray di 2400 anni, poiché i minimi del ciclo di Bray coincidono con gli eventi di Bond 0 (LIA), 2a, 4a, 5a e 7 (figura 55 f).
Possiamo concludere che il ciclo climatico di Bray, della durata di 2400 anni, è molto ben consolidato nella documentazione proxy dei cambiamenti climatici del passato nella regione del Nord Atlantico, ma interessa l’intero pianeta. È il ciclo climatico più importante dell’Olocene. Sebbene il ciclo climatico di Bray sia presente nel record chimico delle carote di ghiaccio della Groenlandia, non è facilmente visibile o, forse, è assente nei record di temperatura delle carote di ghiaccio della Groenlandia e dell’Antartide. Questo è uno dei motivi per cui è stato ignorato per così tanto tempo, nonostante sia presente in più proxy e sia riconoscibile fin dal 1912. La paleoclimatologia è arrivata a dipendere troppo dalle carote di ghiaccio polari, molto affidabili e precisamente datate, a scapito dei proxy climatici, spesso contraddittori, inaffidabili e imprecisamente datati. Questo ha portato a considerare irreale tutto ciò che non compare in modo evidente nelle carote di ghiaccio polari. Un altro fattore di complicazione è che il ciclo di Bray non è l’unica causa del cambiamento climatico durante l’Olocene e quindi i proxy sono pieni di segnali la cui origine è spesso difficile da accertare, creando molta confusione tra i ricercatori e dando luogo a rapporti contraddittori.
Continua nella Parte B.
Conclusioni
1) Un ciclo climatico di 2600 anni è stato proposto per la prima volta alla fine degli anni ’60 da Roger Bray, sulla base delle transizioni della vegetazione e delle grandi avanzate dei ghiacciai, e collegato all’attività solare.
2) Questo ciclo climatico è chiaramente evidente in numerosi proxy provenienti dalla regione del Nord Atlantico e da altre località del mondo, che riflettono cambiamenti periodici di circa 2400 anni nei modelli di vento, nella forza delle correnti oceaniche e nella salinità, nei ghiacci alla deriva, nelle precipitazioni e nelle temperature.
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