Glaciazione, Olocene ed eventi D-O: analisi degli spettri

Riassunto: si analizzano gli spettri delle carote groenlandesi GRIP e GISP2 dei periodi glaciale (10-40 Ka fa) e olocenico (0-8 Ka fa) per cercare qualche genere di continuità pur in condizioni climatiche tanto diverse.
Nella seconda parte, da considerare con molta cautela, si tenta di vedere se gli eventi D-O siano presenti anche nell’Olocene, forse nascosti dalla temperatura media più elevata e dal rumore di fondo.

Abstract: the spectra of Greenland ice cores GRIP and GISP2 are produced for both the glacial (10-40 Ky BP) and holocenic (0-8 Ky BP) periods, looking for some kind of continuity, transmitted through so much different climatic conditions.
The second part of the post, to be considered with caution, shows the try to look for D-O events during the Holocene, possibly nested into an higher mean temperature and its noise.

Introduzione
Per inquadrare al meglio gli elementi climatici descritti in questo post, consiglio la lettura del recente, ottimo post di Luigi Mariani su CM, e dei commenti relativi.
In breve, questo post nasce con l’idea di verificare se la continuità spettrale osservata nel post “Il Mare di Bering e la fine della Glaciazione” e relativa a dati recenti e a dati del periodo pre-Olocene (oscillazioni di Allerød, comprese tra il Dryas antichissimo e quello recente) potesse essere estesa anche al periodo glaciale tra 10 e 40 mila fa.

Descrizione e risultati
Ho utilizzato i dati relativi al rapporto ¹⁸O/¹⁶O (δ¹⁸O) e alla densità del ¹⁰Be (atomi/g) dedotti rispettivamente dalla carota GRIP (GReenland Icecore Project) e dalla carota GISP2 (Greenland Icecore Summit Project 2); di questi dati (a passo variabile) ho calcolato gli spettri LOMB tra 0 e 8 mila anni fa per l’Olocene e tra 10 e 40 mila anni fa per il periodo glaciale e mi sono subito reso conto che la risoluzione temporale di quest’ultimo periodo è tale da non permettere la verifica della continuità spettrale, scopo originario del post. Ci si può rendere conto di questo fatto osservando i grafici indicati con “Diff …” nel sito di supporto che mostrano la differenza temporale tra due punti osservati successivi.

Attraverso un post di Javier nel sito di Judith Curry (citato da Mariani nel suo post) ho potuto vedere un articol (Rahmstorf, 2003) in cui viene studiata la presenza e la frequenza degli eventi di Dansgaard-Oeschger (D-O), un riscaldamento molto veloce seguito da un più lento raffreddamento, presenti, almeno durante la glaciazione, nei dati GISP2. I miei dati GRIP mostrano esattamente gli stessi eventi, ma dal confronto diretto di fig.1 (pdf) si vede che GRIP e GISP ha scale temporali diverse.

Senza voler entrare nel confronto fra le scale, dato che la differenza non ha alcun peso nel calcolo degli spettri, ho scaricato anche i dati di δ¹⁸O relativi a GISP2 e ne ho calcolato gli spettri per l’Olocene e per il periodo glaciale (sempre 0-8 e 10-40 Ka fa)

Confronto Olocene-Glaciazione
Avendo gli spettri dei dataset e dei periodi desiderati è possibile vedere se massimi spettrali “glaciali” sono presenti anche nell’Olocene. Il confronto viene fatto in due modi:

1. separatamente per Olocene e Glaciazione, vengono allineati per periodo i massimi spettrali dei tre dataset, come in fig.2 (pdf) dove le bande gialle servono solo per raggruppare visivamente alcuni massimi, senza voler escludere altri possibili allineamenti.

Dalla figura 2 si deduce che:

• Lo spettro glaciale del 10Be, almeno fino al periodo di 5000 anni, è molto simile a quelli GRIP e GISP2 del δ¹⁸O e questo è un aspetto curioso: infatti il ¹⁰Be viene considerato un proxy dell’attività solare e probabilmente nel suo spettro sono presenti massimi “solari” dei quali però non mi occupo qui. Si nota subito l’analogia con gli spettri “glaciali” del δ¹⁸O, normalmente usato come proxy delle temperature, e si nota che l’analogia è particolarmente presente per il periodo di 1470 (eventi D-O) e per la sua seconda e terza armonica (~2800 e ~4800 anni).
• I massimi spettrali del periodo glaciale del δ¹⁸O di GRIP e GISP sono simili, soprattutto nella zona 1400-4700 anni (i periodi degli eventi D-O), ma tutt’altro che uguali, come la fig.1 poteva far pensare.

2. Mettendo insieme nello stesso grafico i massimi olocenici (H) e glaciali (G), come nelle figure 3 (pdf) e 4 (pdf) che sono a risoluzione temporale crescente.

I valori centrali delle bande gialle, i limiti e i riferimenti sono riassunti nella tabella 1 seguente.

Nella tabella i simboli HOL e GLA si riferiscono a Olocene e Glaciale, UP e DOWN ai quadri superiore e inferiore e l’asterisco ai casi in cui i massimi spettrali si osservano in entrambi i periodi.

Dal quadro inferiore di fig.3 si vede una possibile coincidenza (entro ±5%) tra la componente glaciale del ¹⁰Be e quella olocenica del δ18O (GRIP e GISP2) attorno a 150 e 170 anni; attorno a 470 anni il massimo olocenico del ¹⁰Be appartiene alla stessa fascia dei tre massimi glaciali. Nel quadro in alto un massimo olocenico di GRIP, attorno a 750 anni, si trova nella stessa fascia dei massimi glaciali di δ18O e ¹⁰Be e in fig.4 si osservano possibili coincidenze tra Olocene e Glaciale a 18.5, 30 40 e 70 anni.

Dalla discussione credo si possa dedurre che esistono alcune ciclicità che si propagano dal periodo glaciale all’Olocene, in particolare una di circa 1430-1450 anni, ma che parlare di traslazione quasi in toto tra i due periodi delle caratteristiche spettrali complessive, sia sbagliato, almeno dai dati esaminati qui.

La presenza del massimo olocenico a 1430 anni fa pensare a qualcosa che era stato già vagamente abbozzato nella discussione sul post di Mariani citato all’inizio: la

possibilità che gli eventi D-O siano presenti anche nell’Olocene.
È necessario sottolineare senza incertezze che una simile ipotesi poggia su premesse difficilmente dimostrabili e vagamente sostenute dal lavori di Ganopolski e Rahmstorf (2001) e di Rahmstorf (2003).
Le possibili cause degli eventi D-O glaciali sono la circolazione oceanica e l’emersione alle alte latitudini di acqua (molto) più calda che provoca scioglimento della banchisa polare e riscaldamento dell’atmosfera sovrastante; la premessa iniziale è che questi siano fenomeni di scambio energetico che non necessariamente terminano nel passaggio tra Età Glaciale e Olocene ma che possono mantenersi nel loro schema generale, anche se la loro importanza diminuisce molte a causa della temperatura media nettamente più elevata e dellaumento dell’acqua dolce dovuta allo scioglimento dei ghiacci.

Come si vede in questo grafico (che mi è stato indicato da Luigi Mariani), nell’Olocene si innescano variazioni termiche, sempre legate alla circolazione oceaniche e forse all’influenza solare, che si discostano nettamente dalla media generale. L’ipotesi iniziale mi porta invece a cercare eventi (che, ricordo, sono globali essendo stati osservati nelle carote sia artiche che antartiche) deboli, diversi, forse visibili nei loro valori più elevati, che si perdono facilmente nel rumore di fondo, e che quindi mostrano una durata inferiore rispetto al periodo glaciale.
Mi aspetto che anche negli spettri siano presenti tracce della loro presenza, molto al di sotto dei livelli di confidenza normalmente utilizzati.

Nei successivi esempi di dendrologia, i massimi spettrali che si possono attribuire agli eventi D-O e che sono i più evidenti dell’intero spettro, sono allo stesso tempo una piacevole sorpresa e un’indicaziione che forse si riferiscono ad eventi diversi, prettamente olocenici, e non a residui glaciali.

In fig.5 (pdf) si mostrano, insieme, del periodo glaciale (10-40 Ka fa) dei tre dataset/isotopi utilizzati, in modo da evidenziare la stabilità del massimo a 1470 anni e delle due armoniche (~2880 e ~ 4800 anni). Con un carattere piccolo vengono evidenziate alcune “distorsioni” dei massimi: cercando eventi deboli, è possibile che il periodo di queste distorsioni sia importante.

Per poter continuare a basarsi sull’ipotesi iniziale è necessario individuare negli spettri dell’Olocene alcuni massimi compatibili con quelli di fig.5. Un controllo sui valori numerici (disponibili nel sito di supporto) fornisce questi valori:

Gli intervalli x-y definiscono massimi abbastanza “piatti” da consentire valori possibili sull’intero range.

L’unico periodo che coinvolge tutti i dataset e che si pone entro limiti ragionevoli (5.8% e 3%) rispetto al valore intermedio di 1465 anni è in pratica quello principale degli eventi D-O. Da notare anche i periodi, D-O compatibili, 2874, 4471 e 4687-5859 anni.

Nella tabella 1 di Rahmstorf (2003) viene riportata la successione temporale degli eventi D-O (la tabella è nel sito di supporto e i valori sono quelli delle righe verticali di fig.1) distanziati di 1470 anni, con l’evento più recente, detto D0 (Dzero), collocato a 11605 anni fa.
Sulla base dell’ipotesi di continuità degli eventi e sulla stessa falsariga della tabella, si possono calcolare gli anni in cui i D-O dovrebbero collocarsi nell’Olocene: la tabella 3 riporta questi anni, l’ordine, negativo, degli eventi e l’anno corrente (BCE/CE).

Nella tabella sono indicati con un asterisco tre eventi che forse è possibile controllare su dati (più o meno) sperimentali: i dati dendrologici (spessori degli anelli di accrescimento degli alberi) ca667 che, dalla California, coprono l’intervallo -2700, 2005 CE.Ho parlato di questi dati nei due precedenti post www.climatemonitor.it/?p=37717 e www.climatemonitor.it/?p=37281 e anche in questo caso ho utilizzato la media di tutte le cronologie disponibili (da 17 a 313).
Basandomi sulla data degli eventi “controllabili” di tabella 2, ho selezionato tre parti del dataset dendrologico, ognuna di circa 1800 anni, che contenessero gli eventi del -2305, -835, 635 e ne ho calcolato lo spettro Lomb mostrato nelle figure 6 (pdf), 7 (pdf) e 8 (pdf).

Come accennavo in precedenza, i massimi più evidenti dello spettro, nei tre casi, hanno periodi compatibili con quelli dei D-O glaciali. Tuttavia credo che il posizionamento degli eventi sui grafici dei dati (i quadri superiori delle ultime tre figure) sia più che altro questione di sensibilità personale

Come accennavo in precedenza, i massimi più evidenti dello spettro, nei tre casi, hanno periodi compatibili con quelli dei D-O glaciali ma il posizionamento degli eventi sui grafici dei dati (i quadri superiori delle ultime tre figure) credo sia una questione di sensibilità personale: ognuno può stimare se, ad esempio, attorno al -2305 CE si nota qualche brusca variazione nello spessore degli anelli o se la variazione avviene un po’ prima o un po’ dopo la data fissata.

In un articolo del 2001, Ganopolski e Rahmstorf scrivono: ” In the Holocene, the 1,500-year cycle is still present but is not amplified by ocean circulation instability, so that its signature is only weak” (Nell’Olocene il ciclo di 1500 anni è ancora presente ma non è amplificato dall’instabilità della circolazione oceanica cosicché la sua firma è soltanto debole). Questa frase, derivata da esperimenti con un modello climatico accoppiato (di nome CLIMBER-2), sembrerebbe confermare quanto ho affermato in precedenza sulla possibile continuità temporale degli eventi D-O ma le similitudini evidenziate in questo paragrafo, pur apparendo interessanti, non possono a mio avviso essere assunte come prove del sussistere anche in Olocene di effetti climatico/circolatori glaciali che a me paiono allo stato dei fatti abbastanza sfuggenti. In sostanza dunque tali similitudini possono tutt’al più costituire degli indizi da utilizzare per intraprendere ulteriori ricerche sull’argomento.

Bibliografia

• Ganopolski A. & Rahmstorf S.: Rapid changes of glacial climate simulated in a coupled climate model, Nature, 409, 153-158, 2001.
• Rahmstorf S.: Timing of abrupt climate change: A precise clock. Geophys. Res. Lett, 30, No.10,1510, 2003.