Variabilità climatica olocenica (Parte B)

Il Neoglaciale è stato un periodo di progressivo raffreddamento, aumento dell’aridità e avanzamento dei ghiacciai, culminato nella Piccola Era Glaciale. Il ciclo climatico principale dell’Olocene, della durata di circa 2400 anni, delimita periodi di condizioni climatiche più stabili, identificati oltre un secolo fa. I periodi stabili sono costellati da bruschi cambiamenti.

Post precedente: Parte A

Il periodo neoglaciale

Neoglaciazione è il termine coniato per descrivere l’avanzata dei ghiacciai a livello globale dopo l’Optimum Climatico Olocenico (HCO), identificato da François Matthes negli anni Quaranta. La crescita dei ghiacciai è stata causata da variazioni dell’insolazione guidate dall’orbita. Sebbene la variabilità delle condizioni locali abbia fatto sì che il Neoglaciale iniziasse in tempi diversi nelle diverse aree glaciologiche, è generalmente accettato che sia iniziato tra 6000-5000 anni BP in entrambi gli emisferi. I ghiacciai fluttuarono con grandi avanzamenti seguiti da ritiri più brevi, culminando nella Piccola Era Glaciale, quando i ghiacciai raggiunsero globalmente la loro massima estensione olocenica (figura 43). La Neoglaciazione è stata caratterizzata da un raffreddamento globale, in quanto le temperature hanno risposto più alla diminuzione della forzante solare dovuta ai cambiamenti dell’insolazione orbitale che all’aumento della forzante dei gas serra.

Figura 43. Avanzamento globale dei ghiacciai durante l’Olocene. Numero di aree che presentano avanzamenti dei ghiacciai per ogni secolo durante l’Olocene. I ghiacciai mondiali sono stati distribuiti tra 17 aree geografiche. 12 appartenenti all’emisfero settentrionale sono rappresentati in marrone, 4 dell’emisfero meridionale in blu e uno per le basse latitudini in giallo. Per una rappresentazione geografica dei ghiacciai inclusi in ciascuna area, si veda Solomina et al., 2015, figura 1. Le barre arancioni e grigie verso il basso rappresentano rispettivamente eventi vulcanici e eventi freddi significativi, secondo i riferimenti indicati. La curva grigia rappresenta l’insolazione di giugno a 60°N (scala invertita). Il periodo neoglaciale è caratterizzato da avanzamenti generalizzati dei ghiacciai che si verificano in coincidenza con la diminuzione della forzante solare dell’emisfero settentrionale. Fonte: Per gentile concessione di Olga Solomina.

Gli eventi di raffreddamento durante l’HCO, come quello dell’8,2 kyr, sono stati seguiti da un completo recupero delle temperature e, a livello globale, i ghiacciai hanno raggiunto la loro estensione minima olocenica nella maggior parte delle aree tra i 6000-5500 anni BP. Tuttavia, è dimostrato che il mondo non si è completamente ripreso dagli eventi di raffreddamento che si sono verificati tra il 5600 e il 5100 a.C., dando inizio alla Neoglaciazione. Questa inversione climatica del Medio Olocene è stata registrata a livello globale da diversi proxy, sia come diminuzione delle temperature sia come cambiamenti idrologici (Magny & Haas, 2004; Thompson et al., 2006). Mentre l’intero sesto millennio BP ha avuto un clima molto difficile rispetto ai millenni precedenti, l’evento di raffreddamento che ha avuto luogo 5,2 kyr BP è stato particolarmente brusco (figura 44, Thompson et al., 2006). A causa del contemporaneo cambiamento del regime climatico e delle temperature globali, alcune regioni divennero più fredde e secche, mentre altre divennero più fredde e umide, portando a un rapido avanzamento globale dei ghiacciai che seppellirono resti organici, come la pianta del ghiacciaio Quelccaya (Distichia muscoides, Perù), il tronco d’albero radicato del ghiacciaio South-Cascade (Stato di Washington) e l’uomo dei ghiacci delle Alpi Venoste, che sono rimasti continuamente congelati fino all’attuale riscaldamento globale (Thompson et al., 2006).

Figura 44. Evidenze di un brusco evento globale di freddo e aridità a 5,2 kyr BP. Localizzazione ad alta e bassa latitudine delle prove proxy di un brusco cambiamento climatico avvenuto circa 5.200 anni fa. Prove di raffreddamento improvviso (blu), aridità (rosso), inondazioni (verde) e vento forte (viola). Tronco d’albero radicato del ghiacciaio South-Cascade (Stato di Washington); resti e manufatti a Little Salt Spring (Florida); concentrazione di metalli (Fe, Ti) del bacino di Cariaco nel sito ODP 1002; pianta umida Distichia muscoides (Juncaceae) sepolta dal ghiaccio del ghiacciaio Quelccaya, datata a 5.138 ± 45 anni a.P.; pollini di torbiera che testimoniano il rapido raffreddamento di 5.200 anni fa. ; record di polline di torbiera di rapidi e drastici cambiamenti di vegetazione a Isla Santa Inés (Cile); record di suolo eolico di Hólmsá (Islanda); nucleo bentonico dell’Atlantico settentrionale nel sito ODP 980; record dendrocronologici di querce irlandesi e del Lancashire con alcuni degli anelli più stretti durante il decennio 3.195 a.C.; Ötzi, l’uomo venuto dal ghiaccio del Sud-Tirolo; sedimenti del lago secco di Awafi nell’Arabia meridionale; sedimenti del lago Mirabad nei Monti Zagros (Iran); sedimenti del lago secco di Lunkaransar nell’India occidentale; sezione sedimentaria lungo il fiume Hongshui, nel deserto meridionale di Tengger, Cina occidentale. Da più fonti, alcune delle quali citate in L.G. Thompson et al. 2006. PNAS 103, 10536-10543.

In coincidenza con il brusco raffreddamento e i cambiamenti idrologici di circa 5.200 anni BP, gli studi archeologici supportano un modello generale di insediamenti umani neolitici abbandonati in diverse aree, tra cui le Ande e l’intero Mediterraneo orientale, indicando una crisi climatica diffusa che segna la transizione dal Calcolitico alla prima Età del Bronzo (Weninger et al., 2009).

Variabilità climatica olocenica

L’Ultimo Massimo Glaciale e l’HCO costituiscono due stati metastabili estremi, separati da soli 10.000 anni, che corrispondono essenzialmente alla stessa quantità di energia in arrivo dal Sole. La differenza principale tra i due stati sta nella ridistribuzione e nello sfruttamento minimo o massimo di tale energia da parte del pianeta. Ciò è dovuto alla configurazione orbitale, alla disposizione tettonica, all’albedo dei ghiacci e delle nuvole, alla risposta oceanico-atmosferica e al feedback biologico. Poiché costituiscono stati climatici drammaticamente diversi, anche la natura dei bruschi cambiamenti climatici è diversa nei due stati. La variabilità glaciale si presenta principalmente sotto forma di episodi di riscaldamento (eventi Dansgaard-Oeschger; figura 45), mentre la variabilità interglaciale deriva da episodi di raffreddamento (eventi Bond; figura 45). Nell’Olocene non si verificano bruschi cambiamenti di riscaldamento globale una volta raggiunto il massimo termico, ma solo eventi di raffreddamento seguiti da una ripresa.

L’altra caratteristica saliente dei bruschi cambiamenti climatici dell’Olocene rispetto ai bruschi cambiamenti glaciali è la loro ampiezza molto minore (figura 45). È diventato molto più difficile identificare questi cambiamenti perché il loro segnale è molto più basso e più difficile da separare dal rumore della piccola variabilità climatica ad alta frequenza. Ciò ha creato molta confusione sulla natura e sulle cause dei bruschi cambiamenti climatici dell’Olocene e ha dato a molti la falsa impressione che l’Olocene sia caratterizzato da lunghi periodi di stabilità climatica. Niente è più lontano dalla verità. L’Olocene è un periodo di cambiamenti climatici pressoché costanti e la stabilità climatica rappresenta un’eccezione.

Figura 45. Natura delle oscillazioni climatiche durante l’era glaciale. Le oscillazioni durante un interglaciale sono più piccole e sono eventi più freddi (Bond), e le oscillazioni diventano più grandi quanto più le temperature diventano fredde. Durante il periodo glaciale le oscillazioni sono molto ampie e di natura riscaldante (eventi Dansgaard-Oeschger). La linea nera rappresenta il ciclo di obliquità. L’asterisco indica la posizione attuale, in cui ci preoccupiamo molto del fatto che l’attuale riscaldamento sia il “più grande in migliaia di anni”, invece di preoccuparci del fatto che anche il prossimo raffreddamento sarà più grande del precedente e probabilmente porterà all’inizio del glaciale.

Nel 1968 il climatologo J. Roger Bray ha riconosciuto diversi grandi episodi di raffreddamento del passato e li ha attribuiti a un ciclo solare. “Una combinazione di informazioni geofisiche, biologiche e glaciologiche supporta l’idea di un ciclo solare di 2.600 anni” (J.R. Bray. 1968. GLACIATION and Solar Activity since the Fifth Century BC and the Solar Cycle (Glaciazione e attività solare dal quinto secolo a.C. e ciclo solare). Nature 220, 672-674). Questo ciclo solare, leggermente più breve di quello calcolato da Bray, è oggi noto come ciclo di Hallstatt, mentre, per giustizia, dovrebbe essere chiamato ciclo di Bray. Dopo la relazione di Bray, altri ricercatori hanno confermato il ripetersi di climi più freddi con una periodicità di circa 2400-2600 anni con tecniche diverse, morene glaciali, larghezza degli anelli degli alberi sensibili alla temperatura, isotopi δ18O e analisi chimiche dei sali marini e della polvere nelle carote di ghiaccio (O’Brien et al., 1995). La maggior parte dei ricercatori attribuisce anche un’origine solare a questo ciclo climatico, poiché i periodi di raffreddamento coincidono con periodi di alta formazione di Δ14C, che è associata a una bassa attività solare.

Osservando le ricostruzioni proxy della temperatura e i principali avanzamenti dei ghiacciai globali e altri proxy climatici, è facile riconoscere i principali bruschi cambiamenti in termini di raffreddamento dell’Olocene. Roger Bray ha identificato episodi di raffreddamento a 0,3, 2,8, 5,5, 8,2 e 10,2 kyr BP oltre 45 anni fa (figura 46). Questi episodi ci danno una distanza media di circa 2400 anni e, allo stesso tempo, definiscono i principali stati climatici dell’Olocene.

Figura 46. Registrazioni paleoclimatiche dell’emisfero settentrionale che mostrano i principali bruschi cambiamenti climatici dell’Olocene. (A) Nucleo di ghiaccio GISP2 della Groenlandia δ18O. (B) Nucleo MD95-2043 del Mediterraneo occidentale (Margine iberico), temperatura della superficie del mare (SST) C37 alkenones. (C) Nucleo del Mediterraneo orientale LC21 (SST), fauna. (D) Serie di bond nordatlantici di traccianti petrologici impilati su ghiaccio alla deriva. (E) Romania (Steregoiu), temperatura media annuale del mese più freddo. (F) Proxy di ioni potassio (non sale marino) GISP2 lisciato gaussianamente (200 anni) per il sistema di alta pressione siberiano. (G) Potassio (non sale marino) GISP2 ad alta risoluzione. Si noti che tutti i cambiamenti climatici bruschi dell’Olocene sono eventi di raffreddamento. Fonte: B. Weninger et al. 2009. Documenta Praehistorica Vol. 36, pp. 7-59.

Il ciclo di Bray delimita cinque periodi che corrispondono approssimativamente alla sequenza Blytt-Sernander. I cambiamenti della vegetazione suggeriscono che si tratta di stati climatici distinti stabiliti dalle condizioni di insolazione dei cicli di obliquità e precessione (figura 47). Ogni brusco raffreddamento del ciclo di Bray costituirebbe un punto di svolta nei cambiamenti graduali dell’insolazione e il mondo si stabilizzerebbe in uno stato climatico diverso dopo essersi ripreso. È appena iniziato un sesto periodo, chiamato Antropocene, che dovrebbe durare circa 2.200 anni, fino a circa il 4.200 d.C. Ognuno degli ultimi cinque periodi (a partire da 10,2 kyr fa) è iniziato con un riscaldamento globale come recupero dalle temperature depresse delle oscillazioni di raffreddamento che separano i periodi.

Figura 47. Principali periodi dell’Olocene stabiliti dall’obliquità e da un ciclo di Bray di circa 2400 anni. Curva nera, ricostruzione della temperatura globale di Marcott et al., 2013, da 73 proxy mediati per differenziazione e con le date originali pubblicate. Anomalia di temperatura ridimensionata come nella figura 37. Curva viola, ciclo di obliquità dell’asse terrestre. Riquadri blu, principali periodi di avanzamento regionale e globale dei ghiacciai come in Mayewski et al., 2004 e riferimenti all’interno. Curva rossa, Bond et al., 2001, pila di detriti trasportati dal ghiaccio (invertita) da quattro carote di sedimenti del Nord Atlantico. Barre grigie, oscillazioni di raffreddamento parte del ciclo di Bray di circa 2400 anni. Barre rosa, l’evento di raffreddamento di 8,2 kyr che si propone sia dovuto allo scoppio del lago Agassiz pro-glaciale e l’evento di freddo-arido di 4,2 kyr. Archi grigi in alto, un marcatore periodico di 2475 anni.

Eventi Bond

Oltre ai principali eventi di raffreddamento del ciclo di Bray, altri eventi di raffreddamento hanno avuto luogo durante l’Olocene e sono stati osservati in numerosi proxy, ma in particolare nella serie di eventi di Bond. La quantità di traccianti petrologici detritici trasportati dagli iceberg e depositati nella cintura detritica di ghiaccio (una regione atlantica tra 40-50° N) aumenta notevolmente durante gli episodi di avvezione verso sud e verso est di acque superficiali fredde e di ghiaccio alla deriva dai mari nordici e del Labrador (Bond et al., 2001; figura 48 A). Questo sensibile proxy ha registrato ogni episodio di freddo dell’Olocene, con una risoluzione di 50 anni.

Figura 48. Gli eventi Bond costituiscono un record di eventi freddi avvenuti durante l’Olocene. (A) Mappa dei siti di carotaggio del Nord Atlantico. Gli eventi Bond rappresentano periodi caratterizzati da un aumento della deposizione di traccianti petrologici da parte del ghiaccio di deriva nei siti di carotaggio (punti neri) all’interno della cintura di detriti trasportati dal ghiaccio (IRD, riquadro giallo). Sono interpretati come periodi in cui le acque superficiali più fredde e ghiacciate si sono spostate verso est dal Mare del Labrador e verso sud dai mari nordici. (B) Il record olocenico dell’attività degli iceberg (curva nera) è una pila delle quattro carote che mostra il record combinato detrended di grani macchiati di ematite, carbonato detritico e vetro vulcanico islandese. L’ultimo periodo di ghiaccio di deriva corrisponde alla Piccola Era Glaciale e altri periodi climatici noti del passato che possono essere correlati a questo record. La numerazione dei periodi di ghiaccio alla deriva rappresenta il tentativo fallito di Gerard Bond di correlare gli eventi, ora chiamati Bond, con il ciclo stadiale Dansgaard-Oeschger di circa 1500 anni, che si riflette anche nei record di detriti di ghiaccio. Fonte: G. Bond et al., 2001 Science 294, 2130-2136. Il ciclo di Bond è un insieme di diverse periodicità. Il periodo iniziale dell’Olocene mostra chiaramente una periodicità di 1.000 anni, come mostrato da un filtro gaussiano applicato alla serie (curva verde). Una periodicità di 1.500 anni è presente solo a partire da 6.000 anni BP (curva rossa). L’adattamento ai 1.500 anni è problematico, poiché alcuni picchi sembrano seguire la periodicità di 1.000 anni. Fonte: M. Debret et al., 2007. Clim. Past Discuss., 3, 679-692.

Gerard Bond ha tentato di far rientrare i periodi caratterizzati da un aumento del ghiaccio di deriva che ha identificato durante l’Olocene in un unico ciclo legato al ciclo di Dansgaard-Oeschger, facendo due ipotesi ingiustificate: che ogni periodo di raffreddamento rispondesse alla stessa causa e che alcuni picchi ben risolti, separati da diversi secoli o millenni, potessero corrispondere a un unico evento freddo. L’evidenza, tuttavia, mostra che l’HCO presenta una periodicità millenaria negli eventi di Bond, con singoli picchi isolati separati da ~ 1000 anni, mentre il Neoglaciale mostra un quadro più complesso con picchi multipli non così ben risolti e una spaziatura più irregolare. Debret et al. (2007) hanno adattato il record di Bond degli eventi freddi dell’Olocene a una periodicità di 1.000 anni tra 12 e 7 kyr BP e a una periodicità di 1.500 anni per gli ultimi 6.000 anni (figura 48 B). È chiaro che la periodicità disomogenea del record di Bond riflette il passaggio climatico avvenuto al MHT da una forzante prevalentemente solare a una forzante mista sia solare che oceanica (figura 41), e quindi si può concludere che la prima ipotesi di Gerard Bond non è corretta: i diversi picchi rappresentano raffreddamenti dovuti a cause diverse, e quindi un ciclo di Bond non esiste nell’Olocene. Dobbiamo rifiutare anche la sua seconda ipotesi e trattare ogni picco come un diverso evento di raffreddamento e cercare di identificare la causa che lo ha originato. Dobbiamo passare da una serie di Bond di 8 eventi (più il numero zero) in 12.000 anni (un evento ogni 1500 anni), a una serie di almeno 15 eventi freddi con un misto di periodicità durante l’Olocene.

<div><br class=”Apple-interchange-newline”>I minimi del ciclo di Bray di circa 2400 anni, il principale ciclo climatico durante l’Olocene, corrispondono agli eventi Bond 7, 5a, 4a, 2a e 0. Questi eventi non solo mostrano un’età corrispondente e una corretta periodicità, ma costituiscono anche i picchi più alti di traccianti petrologici per ciascun periodo di 2400 anni, suggerendo che si trattava dei periodi di raffreddamento più forti in ciascun momento, come supportano anche le prove glaciologiche, biologiche e geofisiche.</div>

I minimi del ciclo di Bray di circa 2400 anni, il principale ciclo climatico durante l’Olocene, corrispondono agli eventi Bond 7, 5a, 4a, 2a e 0. Questi eventi non solo mostrano un’età corrispondente e una corretta periodicità, ma costituiscono anche i picchi più alti di traccianti petrologici per ciascun periodo di 2400 anni, suggerendo che si trattava dei periodi di raffreddamento più forti in ciascun momento, come supportano anche le prove glaciologiche, biologiche e geofisiche.

I cicli millenari dell’Olocene

Come abbiamo visto nelle parti I e II della serie, i cambiamenti climatici a bassa frequenza e alta ampiezza non avvengono in modo caotico, ma principalmente attraverso cicli, quasicicli e oscillazioni che rispondono a cambiamenti periodici nelle forzanti che agiscono sul sistema climatico. La Figura 49 (adattata da Maslin et al., 2001) mostra che queste periodicità climatiche coprono l’intero spettro della variazione climatica e che, in generale, le periodicità più lunghe producono variazioni climatiche maggiori. Pertanto, il cambiamento climatico dell’Olocene è dominato dalla variabilità periodica nella fascia millenaria (banda grigia, figura 49).

Figura 49. I cicli climatici e le periodicità dominano i cambiamenti climatici a tutte le scale temporali. Spettro della varianza climatica che mostra i cicli climatici meglio studiati e le forzanti proposte, sebbene alcune non siano ampiamente accettate. I cicli, i quasicicli e le oscillazioni periodiche sono presenti in tutto l’intervallo temporale, il che indica che sono una proprietà saliente della variabilità climatica. Come regola generale, più bassa è la frequenza, più intensa è la varianza climatica prodotta. Il ciclo delle ere glaciali di 150 milioni di anni ha prodotto quattro ere glaciali negli ultimi 450 milioni di anni. Si propone che sia causato dall’attraversamento dei bracci galattici da parte del sistema solare. Il ciclo di 32 Myr ha prodotto due cicli durante l’era cenozoica, il primo terminato con la glaciazione dell’Antartide e il secondo con l’attuale era glaciale del Quaternario. Si propone che sia causato dallo spostamento verticale del sistema solare rispetto al piano galattico. I cicli orbitali o Milankovitch sono i più studiati e tra questi e il ciclo di regressione nodale lunare di 18,6 anni si trova l’intervallo orbitale, in cui non è noto alcun ciclo astronomico che influisca sul clima. La nostra conoscenza di questo intervallo è molto insufficiente, nonostante i cicli climatici millenari (banda grigia) determinino la maggior parte della variabilità climatica dell’Olocene. La variabilità climatica a breve termine è dominata dall’Oscillazione El Niño-Sud. Adattato da: M. Maslin, et al. 2001. Geophysical Monograph Series 126. pp. 9-52.

All’interno della comunità scientifica paleo-climatologica è diffusa l’accettazione dell’esistenza di cicli millenari durante l’Olocene, poiché i loro effetti sono osservati nella maggior parte dei proxy climatici, e c’è un ampio accordo su alcune periodicità che emergono dall’analisi di frequenza e sono in fase da proxy multipli in luoghi diversi. I climatologi e gli astrofisici dell’era strumentale sono tuttavia molto scettici nei confronti di queste periodicità perché non hanno raccolto prove di questi lunghi cicli nel breve tempo delle osservazioni degli strumenti moderni e non abbiamo una comprensione adeguata dei meccanismi che generano la periodicità e producono l’effetto climatico. Obiezioni simili sono state fatte alla teoria della deriva dei continenti di Alfred Wegener che, nonostante le solide prove fornite dalla geografia, dalla geologia, dalla paleontologia e dalla biologia, è stata scartata fino a quando lo sviluppo della teoria della tettonica delle placche non è riuscito a spiegare la deriva dei continenti.

Un’ulteriore complessità deriva dal fatto che alcune periodicità climatiche non mostrano il comportamento di veri e propri cicli e presentano lacune quando il segnale non può essere rilevato nei dati. Abbiamo già osservato questo problema esaminando il ciclo di Dansgaard-Oeschger, dove le oscillazioni dipendono da un insieme di condizioni riguardanti il livello del mare, le temperature e l’obliquità, per diventare percepibili. L’analisi wavelet dei cicli climatici millenari durante l’Olocene mostra periodi in cui uno o più dei cicli attualmente utilizzabili non compaiono nei dati. Non avendo una conoscenza adeguata dei meccanismi di questi cicli, non abbiamo una spiegazione per questo comportamento. Inoltre, dobbiamo considerare la natura scomoda della maggior parte dei dati proxy climatici (Witt & Schumann, 2005), che sono affetti da errori casuali e sistemici che causano incertezze lungo l’asse delle età che peggiorano man mano che si va indietro nel tempo. Questi dati sono spesso campionati in modo non uniforme e presentano una compressione crescente con l’aumentare dell’età, causando una riduzione della densità dei dati nella parte più vecchia. Inoltre, soffrono di un’intensità di rumore diversa a seconda dei periodi paleoclimatici e sono influenzati dalle diverse frequenze di campionamento. Spesso questa scomoda natura dei dati proxy paleoclimatici non viene presa in considerazione quando si eseguono le analisi standard delle serie temporali, che sono state sviluppate per serie temporali omogenee e stazionarie su un asse temporale ben definito.

Nonostante questi problemi, è possibile descrivere tre periodicità climatiche su scala millenaria relativamente ben consolidate e basate sull’evidenza. Si tratta del già citato ciclo di variabilità solare di Bray di circa 2400 anni, di un ciclo oceanico di circa 1500 anni che potrebbe essere collegato al ciclo D-O dei periodi glaciali e del ciclo di variabilità solare Eddy di circa 1000 anni. Come già menzionato, i cicli olocenici mostrano un brusco raffreddamento ai loro minimi, creando le condizioni per una maggiore attività degli iceberg nell’Atlantico settentrionale che produce eventi di ice-rafting. Poiché i tre cicli hanno periodicità diverse, a volte i minimi di due cicli sono così vicini nel tempo da rendere difficile la loro risoluzione. Questo è il caso della Piccola Era Glaciale, quando i minimi di tutti e tre i cicli si sono verificati in stretta successione, contribuendo a rendere questo periodo il più freddo dell’Olocene e portandolo sull’orlo di innescare un periodo glaciale. Dopo ogni brusco raffreddamento dei minimi di questi tre cicli si verifica una ripresa del riscaldamento, che è stata completa durante l’Olocene, ma solo parzialmente durante il Neoglaciale. Il riscaldamento globale avvenuto negli ultimi 350 anni non può essere separato dal precedente raffreddamento senza perdere parte del suo contesto. Come già indicato nella figura 46, ogni periodo di riscaldamento durante la discesa verso il successivo stadio glaciale dovrebbe essere più intenso dei precedenti, poiché la variabilità climatica aumenta al di fuori delle condizioni calde di un optimum climatico interglaciale.

Conclusioni

6) Il Neoglaciale è stato un periodo di progressivo raffreddamento, aumento dell’aridità e avanzamento dei ghiacciai, delimitato dall’evento di 5,2 kyr all’inizio e dalla Piccola Era Glaciale alla fine.

7) La variabilità climatica dell’Olocene è caratterizzata da eventi periodici di raffreddamento con un’ampiezza ridotta rispetto alla variabilità climatica glaciale. Il ciclo climatico principale di circa 2400 anni delimita cinque periodi di condizioni climatiche costanti identificate oltre un secolo fa nella sequenza di Blytt-Sernander, separati da bruschi cambiamenti climatici.

8) L’ulteriore variabilità climatica brusca dell’Olocene si riflette nei picchi di Bond di aumento dei ghiacci alla deriva nell’Atlantico settentrionale. La variabilità brusca dell’Olocene risponde principalmente a periodicità millenarie. I cambiamenti bruschi dell’Olocene sono stati tutti di natura raffreddante, seguiti da un riscaldamento globale.

9) Gli eventi di Bond mostrano una miscela di periodicità che rispondono a forzanti diverse, quindi non esiste un ciclo di Bond nell’Olocene.

Bibliography
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.

Lascia un commento

Il tuo indirizzo email non sarà pubblicato. I campi obbligatori sono contrassegnati *

Translate »