Sintesi: il clima dell’Olocene è caratterizzato da due millenni iniziali caratterizzati da un rapido riscaldamento, seguiti da quattro millenni di temperature e umidità più elevate e da un raffreddamento e un’essiccazione progressivamente più rapidi negli ultimi sei millenni. Questi cambiamenti sono determinati dalle variazioni dell’obliquità dell’asse terrestre. I quattro millenni in cui le temperature sono state più calde sono stati chiamati Optimum climatico dell’Olocene, che è stato più caldo di 1-2°C rispetto alla Piccola era glaciale. Questo optimum climatico è stato il momento in cui i ghiacciai globali hanno raggiunto la loro estensione minima. La transizione medio-olocenica, causata da variazioni orbitali, portò a un cambiamento della modalità climatica, passando da una forzante solare a una oceanica. Questa transizione spostò l’equatore climatico, pose fine al Periodo Umido Africano e aumentò l’attività di El Niño.
Introduzione
Una rassegna dei cambiamenti climatici repentini verificatisi nel recente passato fornisce un quadro di riferimento per l’attuale riscaldamento globale. Il ciclo glaciale è stato esaminato nel primo articolo della serie. Il secondo articolo si è concentrato sul ciclo di Dansgaard-Oeschger che caratterizza i periodi glaciali. In questo articolo rivedo le caratteristiche generali del clima dell’Olocene, limitandomi al periodo che termina con lo 0 yr BP (anno zero prima del presente), che è stabilito da geologi e paleoclimatologi come 1950.
Come abbiamo visto nell’articolo precedente, i botanici che studiavano la stratigrafia della torba sono stati tra i primi a notare, tra la fine del XIX e l’inizio del XX secolo, bruschi cambiamenti climatici riflessi negli strati di torba. Queste improvvise transizioni sono state successivamente confermate dai cambiamenti nella composizione pollinica dei sedimenti. I palinologi scandinavi stabilirono la sequenza di Blytt-Sernander Blytt-Sernander sequence che divideva l’Olocene in cinque periodi. Usarono i termini Boreale per i periodi più secchi e Atlantico per quelli più umidi (figura 33).
Figura 33. Diagramma pollinico del fiordo di Roskilde. Un esempio delle zone climatiche di Blytt-Sernander stabilite con gli indicatori pollinici tradizionali, con la netta caduta dell’olmo nella transizione Atlantico/Sub-Boreale e l’aumento del faggio nella transizione Sub-Boreale/Sub-Atlantico. Le date dei periodi possono cambiare in diverse località. Fonte: N. Schrøder et al. 2004. J. Transdiscip. Environ. Stud. 3 1-27.
La sequenza di Blytt-Sernander è passata di moda negli anni Settanta, quando nuove tecniche hanno permesso una ricostruzione più quantitativa dei climi del passato. Tuttavia, essa cattura l’essenza del clima dell’Olocene come quattro periodi di circa 2500 anni ciascuno. Ogni periodo mostra un modello di vegetazione caratteristico, indicativo di condizioni climatiche stabili, separato da altri periodi da rapidi cambiamenti di vegetazione, indicativi di bruschi cambiamenti climatici. Le date e le condizioni generalmente accettate(Encyclopedia of Environmental Change) sono:
- Pre-Boreale, 11.500-10.500 anni BP. Freddo e subartico.
- Boreale, 10.500-7.800 anni BP. Caldo e secco.
- Atlantico, 7.800-5.700 anni BP. Più caldo e umido.
- Sub-boreale, 5.700-2.600 anni BP. Caldo e secco.
- Subatlantico, 2.600 – 0 anni BP. Fresco e umido.
La transizione da sub-boreale a sub-atlantico avvenne alla fine dell’età del bronzo. Rutger Sernander propose che questo cambiamento climatico fosse brusco, addirittura una catastrofe che identificò con il Fimbulwinter delle Saghe. All’epoca altri scienziati credevano in un cambiamento climatico più graduale, ma studi recenti sul brusco raffreddamento di 2,8 anni (Kobashi et al., 2013) concordano con Sernander.
Un’altra classificazione divide l’Olocene climaticamente in due periodi: nell’Optimum Climatico Olocenico (HCO, noto anche come Ipsitermico o Massimo Termico Olocenico) Holocene Climatic Optimum , tra i 9.000 e i 5.500 anni BP (anche se alcuni autori lo considerano solo a partire dai 7.500 anni BP dopo l’evento dell’8,2 kyr), e nel periodo Neoglaciale Neoglacial period , tra i 5.000 e i 100 anni BP, separato dalla Transizione Medio-Olocenica (MHT) che coincide grosso modo con l’inizio dell’Età del Bronzo.
Infine, altri autori dividono l’Olocene in tre periodi. L’Olocene precoce, fino all’evento di 8,2 Kyr, l’Olocene medio, tra gli eventi di 8,2 e 4,2 Kyr, e l’Olocene tardivo a partire dall’evento di 4,2 Kyr. Sebbene questa sia attualmente la suddivisione più popolare, a mio avviso non riesce a cogliere correttamente le tendenze climatiche dell’Olocene.
Tendenza climatica generale dell’Olocene
In linea di massima, l’Olocene ha avuto un inizio brusco a 11.700 anni BP, dopo la ricaduta del freddo dello Younger Dryas, e ha raggiunto le temperature massime in circa 2.000 anni. A partire da circa 9.500 anni fa, un periodo che coincide con la massima obliquità dell’asse terrestre, il clima dell’Olocene ha smesso di riscaldarsi e qualche migliaio di anni dopo ha iniziato un progressivo raffreddamento.
Il fattore di gran lunga principale che guida il cambiamento climatico dell’Olocene sono le variazioni di insolazione dovute alle variazioni orbitali della Terra (figura 34). Questi cambiamenti sono di due tipi e producono due effetti diversi, non sempre adeguatamente differenziati dagli studiosi del clima olocenico. I cambiamenti dovuti alla precessione (modulata dall’eccentricità) hanno l’effetto di ridistribuire l’insolazione tra le diverse stagioni dell’anno in base alla latitudine. Il ciclo di precessione di 23.000 anni determina la direzione verso cui ciascun emisfero punta al perielio e all’afelio, e quindi la quantità di insolazione ricevuta da ciascun emisfero in qualsiasi punto dell’orbita. Le variazioni dell’insolazione dovute alla precessione sono rappresentate nella figura 34 con le curve dell’insolazione di tre mesi per una latitudine Nord e Sud, rispetto ai valori attuali. Questi cambiamenti aumentano o diminuiscono la stagionalità o la differenza tra estate e inverno. Quindi, la stagionalità dell’emisfero settentrionale era minima all’ultimo massimo glaciale e massima all’inizio dell’Olocene, 10.500 anni fa, e tornerà a essere minima tra mille anni.
I cambiamenti di precessione non alterano la quantità annuale di insolazione a qualsiasi latitudine, poiché l’insolazione sottratta a un mese in una particolare località viene restituita in un altro mese dello stesso anno. I cambiamenti di precessione sono anche asimmetrici, in quanto il loro effetto è opposto in ciascun emisfero, per cui l’estate dell’emisfero settentrionale (giugno-agosto, linea rossa spessa N-JJA nella figura 34) è diventata progressivamente più fredda durante la maggior parte dell’Olocene, mentre l’estate dell’emisfero meridionale (dicembre-febbraio, linea blu spessa S-DJF nella figura 34) è diventata progressivamente più calda durante la maggior parte dell’Olocene. I cambiamenti di precessione sono responsabili dell’andamento della temperatura superficiale del mare (SST) e quindi delle correnti oceaniche. Le differenze nord-sud determinano la posizione della ITCZ (zona di convergenza intertropicale o equatore climatico). Sono quindi responsabili del periodo umido africano, dei modelli monsonici e dell’importante transizione medio-olocenica (MHT), che ha cambiato le modalità climatiche dell’Olocene a livello globale.
Figura 34. Variazioni dell’insolazione dovute alle variazioni orbitali della Terra. Sono rappresentate le variazioni di insolazione degli ultimi 40.000 anni. La curva proxy nera della temperatura rappresenta le variazioni dell’isotopo δ18O dalla carota di ghiaccio della Groenlandia NGRIP (senza scala). Le curve dell’insolazione sono presentate come anomalia dell’insolazione per l’estate, l’inverno, la primavera e l’autunno. N (rosso) o S (blu) indicano l’emisfero settentrionale o meridionale e le tre lettere sono le iniziali dei mesi. L’insolazione estiva settentrionale e meridionale è rappresentata da curve spesse. Il colore di sfondo rappresenta le variazioni dell’insolazione annuale in base alla latitudine e al tempo, dovute alle variazioni dell’inclinazione assiale della Terra (obliquità), indicate in una scala colorata. Questa figura mostra essenzialmente come le variazioni della temperatura globale rispondano principalmente a cambiamenti persistenti dell’insolazione causati da variazioni dell’obliquità che sono simmetriche per entrambi i poli. Le variazioni dell’insolazione stagionale causate dal ciclo di precessione (modificato dall’eccentricità) sono asimmetriche e meno importanti per la risposta globale, anche se causano profondi cambiamenti nelle differenze climatiche regionali. L’Optimum climatico dell’Olocene corrisponde a un’elevata insolazione in eccesso alle latitudini polari (area rossa), mentre le condizioni del Neoglaciale rappresentano i primi 5.000 anni di una caduta di 10.000 anni in un elevato deficit di insolazione glaciale alle latitudini polari (area blu). Fonti: Curve di insolazione: P.J. Polissar et al. 2013. PNAS Vol. 110 No. 36 pp. 14551-14556. Curva isotopica NGRIP δ18O: Membri NGRIP. 2004. Nature, 431, 147-151. Colore dello sfondo: Steve Carson. The science of Doom.
I cambiamenti dovuti all’obliquità hanno l’effetto di ridistribuire l’insolazione tra le diverse latitudini secondo un ciclo di obliquità di 41.000 anni. Quando l’obliquità era massima, 9.500 anni fa, entrambi i poli ricevevano più insolazione a causa dell’obliquità, mentre i tropici ne ricevevano meno. L’obliquità influisce anche sulla stagionalità: in caso di massima inclinazione assiale, la differenza tra estate e inverno aumenta alle alte latitudini. Ma a differenza dei cambiamenti della precessione, l’obliquità altera la quantità di insolazione annuale alle diverse latitudini in un ciclo di 41.000 anni. Ciò è rappresentato dal colore di sfondo della figura 34, che mostra come le regioni polari abbiano ricevuto un’insolazione crescente da 30.000 anni BP a 9.500 anni BP. Da allora, e per i prossimi 11.500 anni, i poli riceveranno un’insolazione decrescente. A differenza delle variazioni precessionali dell’insolazione, quelle dell’obliquità sono simmetriche. Sebbene la variazione annuale dell’insolazione non sia eccessiva, si accumula per decine di migliaia di anni e la variazione totale è impressionante, creando un enorme deficit o surplus di insolazione. Ciò modifica il gradiente di temperatura tra l’equatore e il polo ed è in gran parte responsabile dell’ingresso e dell’uscita dai periodi glaciali (Tzedakis et al., 2017) e dell’evoluzione generale delle temperature globali e del clima durante l’Olocene. I cambiamenti di obliquità contribuiscono alla mancanza di riscaldamento dell’Antartide durante l’Olocene, nonostante l’aumento dell’insolazione estiva dell’emisfero meridionale. In definitiva, i cambiamenti di obliquità saranno responsabili dell’inizio del glaciale che porrà fine all’interglaciale dell’Olocene in un lontano futuro.
Nell’Olocene, il ciclo di precessione e il ciclo di obliquità sono quasi allineati in modo che la massima obliquità e la massima insolazione estiva settentrionale siano quasi coincidenti all’inizio dell’interglaciale, circa 10.000 anni fa. Si veda nella figura 34 come la curva rossa spessa che rappresenta l’insolazione estiva settentrionale raggiunga i valori massimi 10 kyr BP, quasi in coincidenza con il centro del colore rosso polare di sfondo, che rappresenta il massimo riscaldamento dall’obliquità massima circa 9,5 kyr BP. Tuttavia, ciò ha una conseguenza interessante. 19.000 anni fa l’obliquità era la stessa di adesso (solo in aumento) e il ciclo di precessione era nella stessa posizione di adesso (stessa insolazione estiva di 65°N; figura 34). La Terra riceveva la stessa energia dal Sole e la configurazione orbitale la distribuiva sul pianeta nello stesso modo durante l’Ultimo Massimo Glaciale come oggi. Perché il clima è così diverso a parità di apporto energetico?
La risposta è l’enorme inerzia termica del pianeta, dovuta principalmente al suo contenuto di acqua. 21.000 anni fa, l’obliquità crescente ha aggiunto energia ai poli per 10.000 anni, riducendo il gradiente latitudinale di insolazione (Raymo & Nisancioglu, 2003) e aggiungendo energia alle estati (Huybers, 2006; Tzedakis et al., 2017), ed era in procinto di superare l’enorme inerzia termica con l’aiuto dei cambiamenti di precessione che stavano per verificarsi. Nel presente, la diminuzione dell’obliquità sta sottraendo energia ai poli da 10.000 anni, aumentando il gradiente latitudinale di insolazione che favorisce la perdita di energia e l’aumento delle precipitazioni polari, e riducendo l’energia durante le estati. Questi cambiamenti supereranno l’enorme inerzia calda anche contro i cambiamenti di precessione, ma lo faranno progressivamente per molte migliaia di anni. Un confronto tra le temperature e l’obliquità negli ultimi 800.000 anni mostra che, pur essendo variabile, l’inerzia termica del pianeta ritarda la risposta della temperatura alle variazioni di obliquità di una media di 6.500 anni (figura 35).
Figura 35. Variazioni di temperatura dovute a cambiamenti di inclinazione assiale. Curva nera, anomalia della temperatura in gradi centigradi nella carota di ghiaccio EPICA Dome C per gli ultimi 800.000 anni, con un ritardo di 6.500 anni. Curva grigia, variazioni dell’obliquità dell’asse planetario in gradi. La caduta dell’obliquità termina sempre gli interglaciali. Fonti: Dati EPICA Dome C: Jouzel, J., et al. 2007 Science, 317, 5839, 793-797. Dati astronomici: Laskar, J., et al. 2004 A&A 428, 261-285.
Su scala plurimillenaria, le temperature medie globali seguono principalmente il ciclo dell’obliquità di 41.000 anni con un ritardo di diverse migliaia di anni. Le temperature dell’Olocene non fanno eccezione e poche migliaia di anni dopo il picco di obliquità (9.500 anni fa), le temperature hanno iniziato a diminuire. Questo andamento generale delle temperature dell’Olocene era già noto alla fine degli anni Cinquanta grazie a una serie di registrazioni proxy di diverse discipline (Lamb, 1977; figura 36 A). Le carote di ghiaccio della Groenlandia hanno confermato questo schema, una volta corretto per il sollevamento (Vinther et al., 2009), migliorando notevolmente la datazione dei cambiamenti di temperatura (figura 36 B).
Figura 36. Profilo della temperatura olocenica. A. Ricostruzione della temperatura estiva (luglio-agosto) dell’Inghilterra centrale da più proxy e fonti di H. H. Lamb. Le croci rappresentano l’incertezza della datazione e della temperatura. I punti neri rappresentano le medie centenarie. Il punto rosso è la media 1900-1965. Fonte: Lamb, H.H. 1977. Il clima: Present, past and future. Volume 2. B. Ricostruzione della temperatura della Groenlandia basata su una media dei dati isotopici δ18O corretti dal sollevamento delle carote di ghiaccio di Agassiz e Renland. Questa media è stata corretta per le variazioni del δ18O dell’acqua di mare e calibrata con le registrazioni della temperatura dei pozzi. Sono indicati alcuni periodi storici. Fonte: B. Vinther et al., 2009.
È disponibile una sola ricostruzione della temperatura media globale dell’Olocene (Marcott et al., 2013; figura 37 a). Per correggere alcuni dei problemi che presenta, utilizzo questa ricostruzione mediata per differenziazione (spiegata here), senza alcuno smoothing e con le date originali pubblicate per i proxy. Ho anche ridimensionato le variazioni di temperatura per renderle congruenti con la vasta letteratura e la consilienza di prove provenienti da diversi campi che indicano che l’Optimum climatico dell’Olocene è stato in media tra 1 e 2 °C più caldo della Piccola era glaciale (figura 37 b). Questo ridimensionamento è discusso di seguito. La curva di temperatura risultante è straordinariamente simile alla ricostruzione regionale di H. Lamb degli anni Settanta (figura 36 A), con cali di temperatura significativi a 5,5, 3 e 0,5 kyr BP.
Figura 37. a. Curva rossa, ricostruzione della temperatura media globale da Marcott et al., 2013, figura 1. Il metodo di mediazione non corregge il drop out dei proxy, che produce un picco terminale artificialmente aumentato. Il metodo della media non corregge il drop out dei proxy, producendo un picco terminale artificialmente aumentato, mentre lo smoothing di Monte Carlo elimina la maggior parte delle informazioni sulla variabilità. b. Curva nera, ricostruzione della temperatura media globale da Marcott et al., 2013, utilizzando le date pubblicate dai proxy e la media differenziale. L’anomalia della temperatura è stata ridimensionata per adattarsi alle prove biologiche, glaciologiche e sedimentarie marine, indicando che l’Optimum climatico dell’Olocene è stato di circa 1,2°C più caldo della LIA. c. Curva viola, l’obliquità dell’asse terrestre mostra una tendenza simile alle temperature dell’Olocene. Fonte: Marcott et al., 2013.
Il ruolo controverso dei gas serra durante l’Olocene
Che ruolo hanno avuto i gas a effetto serra (GHG) nei cambiamenti climatici dell’Olocene? I dati disponibili indicano che, nonostante i significativi cambiamenti nella concentrazione di gas serra nell’atmosfera durante il periodo compreso tra 10.000 e 600 anni BP, il loro contributo alle variazioni di temperatura si è rivelato insignificante.
Secondo Monnin et al. (2004), le concentrazioni di CO2 misurate nelle carote di ghiaccio antartiche sono diminuite da 267 a 258 ppm tra i 10.000 e i 6.800 anni BP, per poi aumentare più o meno linearmente fino a 283 ppm entro i 600 anni BP, appena prima della LIA (figura 38). Questo aumento di 25 ppm rappresenta circa il 10% di un raddoppio. Consideriamo il periodo che va dall’Ultimo Massimo Glaciale (20 kyr BP) all’Olocene, quando la CO2 atmosferica è aumentata da 70 ppm o il 36% di un raddoppio. Possiamo notare che l’aumento di CO2 dell’Olocene costituisce il 27% dell’aumento di CO2 dal punto più freddo dell’ultimo periodo glaciale al punto più caldo dell’attuale interglaciale. Quasi un terzo dell’arco glaciale-interglaciale non può essere considerato insignificante per l’aumento di CO2 avvenuto tra 6.800 e 600 anni BP. Se la CO2 è un potente agente riscaldante come sostenuto da alcune teorie e modelli, ci si dovrebbe aspettare un certo riscaldamento da questo aumento di CO2, soprattutto perché a partire da 5.000 anni BP è stato accompagnato da un aumento delle concentrazioni atmosferiche di CH4 (Kobashi et al., 2007; figura 38). Ma invece di un aumento delle temperature, troviamo una progressiva diminuzione dall’HCO alla LIA, guidata da cambiamenti nell’insolazione.
Figura 38. Variazioni della temperatura e dei gas serra durante l’Olocene. Curva nera, ricostruzione della temperatura globale di Marcott et al., 2013, come in figura 37. Curva viola, ciclo di obliquità dell’asse terrestre. Curva rossa, livelli di CO2 misurati nella carota di ghiaccio Epica Dome C (Antartide), riportati in Monnin et al., 2004. Curva blu, livelli di metano misurati nella carota di ghiaccio GISP2 (Groenlandia) da Kobashi et al., 2007. Si noti il grande effetto dell’evento di 8,2 kyr sulle concentrazioni di metano. Curva verde, temperature globali simulate da un ensemble di tre modelli (CCSM3, FAMOUS e LOVECLIM) da Liu et al., 2014, mostra l’incapacità dei modelli climatici generali di replicare la tendenza generale al ribasso delle temperature dell’Olocene. Barra rosa, evento climatico di 8,2 kyr BP. Sono indicati i principali periodi climatici dell’Olocene.
I modelli climatici calibrati per spiegare l’attuale riscaldamento globale non riproducono il clima dell’Olocene. Le temperature medie di un ensemble di tre modelli (CCSM3, FAMOUS e LOVECLIM; Liu et al., 2014; figura 38) mostrano un aumento costante delle temperature durante l’intero Olocene, guidato dall’aumento dei gas serra. Questo disaccordo tra i modelli e le ricostruzioni del clima dell’Olocene derivate dai dati è stato definito dagli autori l’enigma della temperatura dell’Olocene Holocene temperature conundrum (Liu et al., 2014).
I modellisti climatici dovrebbero cogliere l’opportunità di adattare i loro modelli alle condizioni dell’Olocene. È chiaro che il principale motore del clima dell’Olocene è stato il cambiamento dell’insolazione dovuto alla variazione orbitale. Le variazioni delle concentrazioni di gas serra sembrano aver avuto solo un effetto minore
L’Optimum Climatico Olocenico
La questione delle temperature dell’Olocene è diventata controversa. Mentre l’Olocene Hypsithermal o Climatic Optimum (HCO, ~ 9800-5700 BP) è ben caratterizzato nell’emisfero settentrionale come più caldo di 1-5°C rispetto alla fase inferiore della LIA a seconda della latitudine, esistono molte meno informazioni per quanto riguarda le aree tropicali e meridionali. Marcott et al. (2013) ritengono che, a livello globale, l’HCO sia stato di 0,7°C più caldo rispetto al periodo inferiore della LIA. Questa bassa variabilità delle temperature per l’Olocene si basa su un riscaldamento tropicale di 0,4°C durante l’HCO e su un raffreddamento dell’area meridionale dell’HCO di 0,4°C.
Al centro della questione c’è la domanda: le temperature attuali sono al di fuori dei limiti registrati per le temperature dell’Olocene? La criosfera mostra chiaramente che i ghiacciai di tutto il mondo erano significativamente più ridotti durante l’Olocene rispetto a quelli attuali (Koch et al., 2014). La biosfera è generalmente d’accordo, poiché l’estensione di specie come la castagna d’acqua e la tartaruga di stagno erano allora a nord dei loro attuali limiti climatici europei e la linea degli alberi non ha raggiunto la latitudine o l’altitudine massima dell’Olocene in Svezia (Kullman, 2001), Canada (Pisaric et al., 2003), Russia (MacDonald et al., 2000), Alpi (Tinner et al., 1996) o Colombia (Thouret et al., 1996). La biosfera marina è d’accordo: gli attuali livelli di coccolitofori negli oceani tropicali sono più bassi rispetto al periodo dell’HCO (Werne et al., 2000), il che è un’altra indicazione che gli oceani non sono caldi come allora.
A differenza di Marcott et al. (2013), il raffreddamento neoglaciale post HCO dell’emisfero meridionale non tropicale è ben documentato dai numerosi ghiacciai delle Ande meridionali e della Nuova Zelanda esaminati da Porter (2000). I loro dati dimostrano che i ghiacciai dell’emisfero meridionale erano più piccoli durante l’HCO e che l’anticipo del Neoglaciale è iniziato tra il 5400-4900 BP. In Africa meridionale, Holmgren et al. (2003) hanno dimostrato un persistente raffreddamento olocenico a partire da 10.000 anni BP. In Antartide Masson et al. (2000) hanno individuato un primo optimum olocenico a 11.500-9.000 a.C. seguito da un secondo optimum a 7.000-5.000 a.C.. Shevenell et al. (2011) mostrano che l’Oceano Meridionale si è raffreddato di 2-4°C in diverse località negli ultimi 10-12 kyr. Il raffreddamento olocenico di soli 0,4°C proposto da Marcott et al. (2013) per la regione meridionale 30-90°S sembra essere un valore sottostimato. Alle latitudini meridionali, l’HCO non può essere spiegato dalle variazioni precessionali dell’insolazione estiva e si è invece invocata una riorganizzazione su larga scala del trasporto di calore latitudinale. Anche la diminuzione dell’obliquità dovrebbe essere presa in considerazione come causa.
Tuttavia, è nelle aree tropicali che Marcott et al. (2013) si fa più controverso. Il record di Sr/Ca dei coralli fossili della Grande Barriera Corallina, in Australia, mostra che la SST media ~ 5350 BP era più calda di 1,2°C rispetto alla SST media dei primi anni ’90 (Gagan et al., 1998). Nell’Indo-Pacific Warm Pool, la regione oceanica più calda del mondo, Stott et al. (2004) rilevano che la SST è diminuita di circa 0,5°C negli ultimi 10.000 anni, dato confermato da Rosenthal et al. (2013), che mostrano una diminuzione di 1,5-2°C per le acque intermedie. I laghi dell’Africa orientale mostrano un picco di temperature verso la fine dell’HCO, seguito da una diminuzione generale di 2-3°C fino alla LIA (Berke et al., 2012). I ghiacciai tropicali del Perù (Huascarán) e della Tanzania (Kilimanjaro) mostrano i valori di δ18O più alti (più caldi) durante l’HCO, seguiti da un calo generale successivamente (Thompson et al., 2006). La posizione secondo cui i tropici hanno sperimentato un riscaldamento a partire dall’HCO sembra essere basata, in gran parte, su proxy marini di alkenone, tuttavia molti record di alkenone provengono da aree di upwelling che hanno alti tassi di sedimentazione, ma spesso mostrano tendenze di temperatura invertite. Ancora peggio, in genere non concordano con i proxy Mg/Ca. Leduc et al. (2010) tentano di risolvere la discrepanza tra questi due metodi di paleo-termometria e notano che nessuno dei sette record di Mg/Ca disponibili per il Pacifico equatoriale orientale ha mostrato un riscaldamento costante durante l’Olocene. Essi attribuiscono la discrepanza al segnale di temperatura annuale dell’alkenone, suggerendo che esso cattura solo la stagione invernale e quindi risponde principalmente alle variazioni dell’insolazione durante tale stagione. Questa spiegazione porta i record divergenti dell’alkenone in accordo con il resto dei record tropicali marini e terrestri che mostrano un raffreddamento tropicale a partire dall’HCO. Se stimiamo questo raffreddamento nell’intervallo 0,5-1°C, è chiaro che Marcott et al. (2013) stanno sottostimando il raffreddamento globale dell’Olocene e quindi le temperature globali dell’HCO.
Una stima di circa 1,2°C di diminuzione della temperatura globale tra le temperature medie dell’HCO e la parte inferiore della LIA è quindi coerente con i proxy globali, i cambiamenti glaciologici e le evidenze biologiche. Anche le ricostruzioni modellistiche (Renssen et al., 2012) sono in disaccordo con Marcott et al., 2013, poiché mostrano un riscaldamento nelle aree tropicali durante l’HCO rispetto alle temperature pre-industriali.
La transizione medio-olocenica e la fine del periodo umido africano
L’MHT è un periodo di tempo compreso tra i 6.000 e i 4.500 anni BP in cui si verificò un cambiamento climatico globale in un momento di significativi cambiamenti culturali umani, associati alla transizione dal Neolitico all’Età del Bronzo. L’MHT separa l’HCO dal Neoglaciale ed è caratterizzato da periodi di avanzamento globale dei ghiacciai interrotti da periodi di parziale ripresa.
La causa principale di questo cambiamento climatico globale è stata la ridistribuzione dell’energia solare quando la diminuzione dell’insolazione estiva settentrionale ha raggiunto il tasso massimo. Questa ridistribuzione dell’energia solare, dovuta alle forzature orbitali, ha prodotto un progressivo spostamento verso sud della posizione estiva della zona di convergenza intertropicale (ITCZ) nell’emisfero settentrionale. Ciò ha accompagnato un pronunciato indebolimento dei monsoni estivi in Africa e in Asia e un aumento dell’aridità e della desertificazione a circa 30° di latitudine nord in Sud America, Africa e Asia. L’associato raffreddamento estivo dell’NH, combinato con il cambiamento dei gradienti di temperatura latitudinali negli oceani mondiali, ha probabilmente portato a un aumento dell’ampiezza dell’Oscillazione Meridionale El Niño (ENSO). L’effetto di questi cambiamenti ha avuto ripercussioni a livello mondiale sui modelli di temperatura e precipitazione (figura 39).
Figura 39. Cambiamento del modello climatico durante la transizione medio-olocenica. Il passaggio dal Massimo Termico dell’Olocene al Neoglaciale ha comportato una completa riorganizzazione del clima terrestre, diretta principalmente dalla migrazione verso sud della Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ) e dall’indebolimento dei monsoni estivi africani, indiani e asiatici: H. Wanner & S. Brönnimann, 2012. PAGES news 20, 44-45.
Il ciclo di precessione di 23 kyr è la forza principale che sta alla base dei cambiamenti stagionali nel gradiente di temperatura Nord-Sud, così importanti per il clima in generale e per il regime di precipitazioni della fascia tropicale ~30°N. L’ipotesi del monsone orbitale orbital monsoon hypothesis è stata proposta per la prima volta da Kutzbatch (1981) ed è supportata dalle prove attuali. Rossignol-Strick (1985) ha dimostrato che gli strati scuri ricchi di sostanze organiche nei sedimenti del Mediterraneo, noti come sapropel sapropels , rappresentano periodi di intenso monsone africano ogni 23 kyr, modulati dai cicli di precessione ed eccentricità. Questi periodi di formazione dei sapropel corrispondono anche ai periodi umidi africani African Humid Periods , quando il monsone africano produce precipitazioni sufficienti sul Sahara per sostenere un ecosistema di tipo savana. L’ultimo periodo di questo tipo è iniziato circa 15 kyr BP, ma ha avuto un intervallo di siccità durante lo Younger Dryas a 12,5 kyr BP. Quando il Sahara si ricoprì di vegetazione, con grandi fiumi e laghi e popolato da grandi mammiferi, divenne abitato dall’uomo (figura 40). Il Sahara verde entrò in una crisi di aridità intorno a 5,8 kyr BP e divenne un deserto in soli 500 anni, quando l’ecosistema collassò e la popolazione umana precipitò. I rifugiati climatici provenienti dal Sahara aumentarono notevolmente la popolazione della valle del Nilo e poco dopo il 5500 a.C. la società egizia iniziò a crescere e a progredire rapidamente verso una civiltà raffinata. L’uso estensivo del rame divenne comune in questo periodo (periodo Calcolitico). Il processo culminò nel 5100 a.C. con l’unificazione dell’Egitto sotto il primo faraone in una delle prime civiltà complesse.
Figura 40. Il periodo umido africano. A. Occupazione controllata dal clima nel Sahara orientale durante le fasi principali dell’Olocene. I punti rossi indicano le principali aree di occupazione; i punti aperti indicano insediamenti isolati. Durante l’Ultimo Massimo Glaciale e il Pleistocene terminale (20.000-12.500 BP), il deserto sahariano era privo di insediamenti al di fuori della valle del Nilo. Con l’arrivo improvviso delle piogge monsoniche nel 12.500 a.C., il deserto fu sostituito da ambienti simili a savane e fu abitato da coloni preistorici. Dopo il 9.000 a.C., gli insediamenti umani si stabilirono in tutto il Sahara orientale, favorendo lo sviluppo della pastorizia. Il ritiro delle piogge monsoniche causò l’inizio del disseccamento del Sahara egiziano nel 6.300 a.C.. Le popolazioni preistoriche furono costrette a spostarsi nella valle del Nilo. Il ritorno delle condizioni di pieno deserto in tutto l’Egitto, intorno al 5.500 a.C., coincise con le fasi iniziali della civiltà faraonica nella valle del Nilo. Fonte: R. Kuper & S. Kröpelin. 2006. Science 313, 803-807. B. Flusso di polvere (proxy dell’aridità, curva rossa, invertita) registrato dal nucleo 658C della costa nord-africana in relazione a un proxy della popolazione (curva nera) basato sulla distribuzione di probabilità sommata di 3287 età 14C calibrate provenienti da 1011 siti archeologici tra 14.000-2.000 anni BP. Le linee tratteggiate indicano la fine concomitante del Periodo Umido Africano e il collasso demografico. Fonte: K. Manning & A. Timpson. 2014. Quat. Sci. Rev. 101, 28-35.
Diversi autori hanno notato che il MHT (da 6.000 a 4.500 anni BP), oltre a un cambiamento del modello climatico globale, ha subito anche un cambiamento significativo nelle principali forzanti climatiche. Debret et al. (2009), dopo aver studiato 15 proxy climatici provenienti da sedimenti marini (Atlantico settentrionale, Africa occidentale e Antartide), da registrazioni di carote di ghiaccio (Sud America e Antartide), da speleotemi di grotta (Irlanda) e da sedimenti lacustri (Ecuador) mediante analisi wavelet, hanno concluso che la prima parte dell’Olocene è stata caratterizzata da frequenze tipiche dell’alta attività solare a 1000 anni e a 2500 anni. La frequenza di 2500 anni è continua per tutto l’Olocene (figura 41 F). Intorno a 5.000 anni BP, la circolazione termoalina si è finalmente stabilizzata per la seconda metà dell’Olocene (figura 41 D). La MHT è un periodo chiave dell’Olocene, poiché molti parametri che influenzano il tempo o il clima cambiarono bruscamente. Il livello del mare smise di aumentare (figura 41 E), il flusso di acqua di fusione divenne insignificante e l’insolazione raggiunse la sua massima variazione (figura 41 C). Il ciclo solare millenario scomparve a favore di una forzante ciclica interna (oceanica) (figura 41 F).
Figura 41. Schema bimodale del clima globale durante l’Olocene. Il clima globale è dominato da un’impronta spettrale attribuita al forcing solare (barre rosse) durante il Massimo Termico Olocenico (HTM) e al forcing oceanico (barre blu) durante il Neoglaciale. (A) Attività glaciale indicata dal contenuto di particelle nel suolo (rAP) nella carota LBH06 del Lago Bianco di Huez (Alpi), interpretata come un indicatore del processo di deflusso, in gran parte dovuto allo scioglimento delle nevi. (B) Valori di carbonio organico totale (TOC), anticorrelati alle fluttuazioni di luminosità (L*) date dalla spettrofotometria come indicatore dell’attività glaciale. (C) L’energia solare. E (D) l’evoluzione della circolazione nord-atlantica nell’Olocene, riflessa dalla temperatura superficiale del mare (SST) nell’Atlantico settentrionale. L’area tratteggiata in grigio chiaro rappresenta la transizione del Medio Olocene da una modalità all’altra. Fonte: S. Simonneau et al. 2014. Quat. Sci. Rev. 89, 27-43. (E) Il livello del mare raggiunge quasi la massima altezza in questo periodo. (F) Il modello di frequenza basato sull’analisi wavelet di una serie di proxy provenienti da diverse località mostra che la prima metà dell’Olocene è dominata da frequenze attribuite al forcing solare (barre rosse), mentre la seconda metà dell’Olocene vede una diminuzione del forcing da alcune frequenze solari e un aumento delle frequenze attribuite al forcing oceanico (barre blu), insieme a un aumento del forcing ENSO (barra verde). Fonte: M. Debret et al. 2009. Quat. Sci. Rev., 28, 2675-2688.
Conclusioni simili sono state raggiunte da Simonneau et al. (2014), studiando sedimenti lacustri proglaciali nelle Alpi. Essi dimostrano che negli ultimi 9.700 anni, la documentazione lacustre dell’Olocene ha un andamento bimodale la cui transizione è graduale e si è verificata tra 5.400 e 4.700 anni BP. L’inizio dell’Olocene è caratterizzato da una ridotta attività glaciale dovuta all’aumento della forza solare e all’elevata insolazione estiva. Dopo 5.400 anni BP, la sedimentazione lacustre è caratterizzata da un graduale aumento dei sedimenti minerogeni e da una riduzione del contenuto organico, suggerendo una transizione verso condizioni climatiche più umide (figura 41 A e B). Questo cambiamento climatico è sincrono con la graduale diminuzione dell’insolazione estiva e la graduale riorganizzazione della circolazione oceanica e atmosferica, che caratterizzano l’inizio del periodo neoglaciale.
Un modello climatico bimodale è stato identificato durante l’Olocene anche da Moy et al. (2002) nei sedimenti di Laguna Pallcacocha, proxy dell’attività ENSO degli ultimi 12 kyr (figura 42). Hanno riscontrato che l’HCO è stato dominato da una forzatura solare millenaria e il Neoglaciale da una forzatura oceanico-atmosferica. Questi periodi sono stati separati dal MHT. L’attività dell’ENSO è stata essenzialmente assente durante la maggior parte dell’HCO e diventa per la prima volta statisticamente significativa intorno a 7.000 anni BP, aumentando considerevolmente dopo 5.600 anni BP e mostrando molti picchi di attività molto forti durante il periodo neoglaciale. Moy et al. osservano inoltre che i periodi di elevata attività degli iceberg del Nord Atlantico, indicativi di un raffreddamento significativo (eventi Bond), tendono a verificarsi durante i periodi di bassa attività ENSO immediatamente successivi a un periodo di alta attività ENSO. Ciò suggerisce che possa esistere un legame tra i due sistemi (figura 42; Moy et al., 2002).
Figura 42. Distribuzione dell’attività di El Niño Southern Oscillation (ENSO) durante l’Olocene. Anche l’attività ENSO mostra una distribuzione bimodale, con una bassa attività ENSO durante l’Olocene e un’alta attività ENSO durante il Neoglaciale. Gli eventi di cold bond, caratterizzati da un aumento dei detriti trasportati dal ghiaccio (invertito), tendono a verificarsi immediatamente dopo i periodi di alta attività ENSO e a coincidere con i periodi di bassa attività ENSO.
Da un punto di vista termodinamico, un’elevata attività ENSO trasferisce grandi quantità di calore dalla sub-superficie degli oceani all’atmosfera, e successivamente gran parte di questo calore viene irradiato nello spazio. Ciò costituisce un evento di raffreddamento dal punto di vista dell’intero sistema climatico terrestre, anche se appare come un riscaldamento dal punto di vista della bassa atmosfera. Si propone che l’elevata attività dell’ENSO sia resa possibile da un elevato gradiente di temperatura tra equatore e polo. Durante l’HCO il gradiente di temperatura era mantenuto basso dall’elevata insolazione polare dovuta all’alta obliquità. Dopo 7.000 anni BP, la diminuzione dell’insolazione polare e l’aumento dell’insolazione tropicale hanno favorito un progressivo aumento del gradiente, soprattutto durante periodi prolungati senza un raffreddamento significativo, cioè immediatamente precedenti a un evento di Bond. Il profondo raffreddamento dovuto a un evento di Bond eliminerebbe o ridurrebbe notevolmente l’attività dell’ENSO, spegnendo l’energia termica necessaria per un evento El Niño. Se fosse corretto, un’elevata attività ENSO sarebbe un segno di un pianeta in via di raffreddamento.
Conclusioni
1) L’Olocene è un periodo di 11.700 anni caratterizzato da un intenso riscaldamento per circa 2.000 anni e da un raffreddamento progressivamente in accelerazione negli ultimi 6.000 anni, in seguito alle variazioni dell’obliquità dell’asse terrestre.
2) Le fluttuazioni dei gas serra non possono spiegare i cambiamenti climatici dell’Olocene e, anzi, le loro variazioni di concentrazione sono opposte alle tendenze della temperatura per la maggior parte dell’Olocene.
3) I modelli climatici hanno prestazioni molto scarse quando cercano di riprodurre l’evoluzione climatica dell’Olocene. Ciò è probabilmente dovuto all’eccessiva sensibilità ai cambiamenti dei gas serra e alla scarsa sensibilità all’insolazione e alla variabilità solare.
4) L’Optimum climatico dell’Olocene è stato un periodo più umido, più caldo di 1-2°C rispetto alla Piccola Era Glaciale, durante il quale i ghiacciai globali hanno raggiunto la loro minima estensione.
5) La transizione medio-olocenica, causata da cambiamenti orbitali, ha portato a un completo cambiamento delle modalità climatiche, con una diminuzione della forzante solare e un aumento della forzante oceanica, spostando l’equatore climatico e ponendo fine al Periodo Umido Africano, mentre è aumentata l’attività dell’ENSO.
[Bibliografia]
Berke, M.A. et al. 2012. A mid-Holocene thermal maximum at the end of the African Humid Period. Earth
and Planetary Science Letters 351, 95-104.
Bond, G. et al. 2001. Persistent Solar Influence on North Atlantic Climate During the Holocene. Science
Vol. 294, pp. 2130-2136
Bray, J.R. 1968. Glaciation and Solar Activity since the Fifth Century BC and the Solar Cycle. Nature 220,
672-674.
Debret M. et al. 2007. The origin of the 1500-year climate cycles in Holocene North-Atlantic records.
Clim. Past Discuss., 3, 679–692.
Debret, M. et al. 2009. Evidence from wavelet analysis for a mid-Holocene transition in global climate
forcing. Quat. Sci. Rev., 28, 2675-2688.
Gagan, M.K. et al. 1998. Temperature and surface-ocean water balance of the mid-Holocene tropical
western Pacific. Science 279, 5353, 1014-1018.
Holmgren, K. et al. 2003. Persistent millennial-scale climatic variability over the past 25,000 years in
Southern Africa. Quaternary Science Reviews 22, 21, 2311-2326.
Huybers, P. 2006. Early Pleistocene glacial cycles and the integrated summer insolation forcing. Science,
313, 5786, 508-511.
Jouzel, J. et al. 2007. Orbital and millennial Antarctic climate variability over the past 800,000 years.
science, 317, 5839, 793-796.
Kobashi, T. et al. 2007. Precise timing and characterization of abrupt climate change 8200 years ago from
air trapped in polar ice. Quaternary Science Reviews, 26, 9, 1212-1222.
Kobashi, T. et al. 2013. Causes of Greenland temperature variability over the past 4000 yr: implications for
northern hemispheric temperature changes. Climate of the Past, 9, 5, 2299.
Koch, J. et al. 2014. Alpine glaciers and permanent ice and snow patches in western Canada approach their
smallest sizes since the mid-Holocene, consistent with global trends. The Holocene 24,12, 1639-1648.
Kullman, L. 2001. 20th century climate warming and tree-limit rise in the southern Scandes of Sweden.
Ambio: A journal of the Human Environment 30, 2, 72-80.
Kuper, R. & Kröpelin, S. 2006. Climate-Controlled Holocene Occupation in the Sahara: Motor of Africa’s
Evolution. Science 313, 803-807.
Kutzbach, J.E. 1981. Monsoon climate of the early Holocene: Climate experiment with the Earth’s orbital
parameters for 9000 years ago. Science 214, 59-61.
Lamb, H.H. 1977. Climate: Present, past and future. Volume 2. Climatic history and the future. Methuen,
London.
Laskar, J., et al. 2004. A long-term numerical solution for the insolation quantities of the Earth. Astronomy
& Astrophysics 428, 1, 261-285.
Leduc, G. et al. 2010. Holocene and Eemian sea surface temperature trends as revealed by alkenone and
Mg/Ca paleothermometry. Quaternary Science Reviews, 29, 7, 989-1004.
Liu, Z. et al. 2014. The Holocene temperature conundrum. PNAS 111, E3501-E3505.
MacDonald, G.M. et al. 2000. Holocene treeline history and climate change across northern Eurasia.
Quaternary Research 53, 3, 302-311.
Magny, M., & Haas, J.N. 2004. A major widespread climatic change around 5300 cal. yr BP at the time of
the Alpine Iceman. Journal of Quaternary Science 19, 5, 423-430.
Manning, K. & Timpson, A. 2014. The demographic response to Holocene climate change in the Sahara.
Quat. Sci. Rev. 101, 28-35.
Marcott, S.A., et al. 2013. A Reconstruction of Regional and Global Temperature for the Past 11,300
Years. Science Vol. 339, pp. 1198-1201.
Maslin, M. et al. 2001. Synthesis of the nature and causes of rapid climate transitions during the
Quaternary. In “The Oceans and Rapid Climate Change: Past, Present, and Future.” American Geophysical
Union. Geophysical Monograph Series 126. pp. 9-52
Mayewski, P.A. et al. 2004. Holocene climate variability. Quaternary Research Vol. 62 pp. 243–255.
Monnin, E., et al. 2004. EPICA Dome C ice core high resolution Holocene and transition CO2 data. IGBP
PAGES/World Data Center for Paleoclimatology Data Contribution Series 55.
Moy, C.M., et al. 2002. Variability of El Niño/Southern Oscillation activity at millennial timescales during
the Holocene epoch. Nature 420, 162-165.
NGRIP members. 2004. High-resolution record of Northern Hemisphere climate extending into the last
interglacial period. Nature, 431, 7005, 147-151.
Pisaric, M.F.J. et al. 2003. Holocene treeline dynamics in the mountains of northeastern British Columbia,
Canada, inferred from fossil pollen and stomata. The Holocene 13, 2, 161-173.
Polissar, P.J. et al. 2013. Synchronous interhemispheric Holocene climate trends in the tropical Andes.
PNAS Vol. 110 No. 36 pp. 14551–14556.
Porter, S.C. 2000. Onset of neoglaciation in the Southern Hemisphere. Journal of Quaternary Science 15, 4,
395-408.
Raymo, M.E., and Nisancioglu, K.H. 2003. The 41 kyr world: Milankovitch’s other unsolved mystery.
Paleoceanography, 18, 1.
Renssen, H. et al. 2012. Global characterization of the Holocene thermal maximum. Quaternary Science
Reviews 48, 7-19.
Rosenthal, Y. et al. 2013. Pacific ocean heat content during the past 10,000 years. Science, 342, 6158, 617-
621.
Rossignol-Strick, M., 1985. Mediterranean Quaternary sapropels: an immediate response of the African
monsoon to variation of insolation. Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 49, 237-265.
Schrøder N., et al. 2004. 10,000 Years of Climate Change and Human Impact on the Environment in the
Area Surrounding Lejre. J. Transdiscip. Environ. Stud. Vol. 3 pp. 1-27.
Shevenell, A.E. et al. 2011. Holocene Southern Ocean surface temperature variability west of the Antarctic
Peninsula. Nature 470, 7333, 250-254.
Simonneau, S. et al. 2014. Tracking Holocene glacial and high-altitude alpine environments fluctuations
from minerogenic and organic markers in proglacial lake sediments (Lake Blanc Huez, Western French
Alps). Quat. Sci. Rev. 89, 27-43.
Solomina, O.N. et al. 2015. Holocene glacier fluctuations. Quaternary Science Reviews, 111, 9-34.Solanki,
S.K. et al. 2004. Unusual activity of the Sun during recent decades compared to the previous 11,000 years.
Nature, 431, 1084-1087.
Stott, L. et al. 2004. Decline of surface temperature and salinity in the western tropical Pacific Ocean in the
Holocene epoch. Nature 431, 7004, 56-59.
Thompson, L.G. et al. 2006. Abrupt tropical climate change: Past and present. PNAS 103, 10536-10543.
Thouret, J.-C. et al. 1996. Paleoenvironmental changes and glacial stades of the last 50,000 years in the
Cordillera Central, Colombia. Quaternary Research 46, 1, 1-18.
Tinner, W. et al. 1996. Treeline fluctuations recorded for 12,500 years by soil profiles, pollen, and plant
macrofossils in the Central Swiss Alps. Arctic and Alpine Research 28, 2, 131-147.
Tzedakis, P.C. et al. 2017. A simple rule to determine which insolation cycles lead to interglacials. Nature,
542, 7642, 427-432.
Vinther, B.M. et al. 2009. Holocene thinning of the Greenland ice sheet. Nature 461, 7262, 385-388.
Wanner, H. & Brönnimann, S. 2012. Is there a global Holocene climate mode? PAGES news 20, 44-45.
Weninger, B. et al. 2009. The impact of rapid climate change on prehistoric societies during the Holocene
in the eastern Mediterranean. Documenta Praehistorica 36: 7–59.
Werne, J.P. et al. 2000. Climate-induced variations in productivity and planktonic ecosystem structure from
the Younger Dryas to Holocene in the Cariaco Basin, Venezuela. Paleoceanography 15, 1, 19-29.
Witt, A. & Schumann, A.Y. 2005. Holocene climate variability on millennial scales recorded in Greenland
ice cores. Nonlinear Processes in Geophysics, 12, 3, 345-352.