Un nuovo studio rivela le potenziali cause della piccola era glaciale (LIA)

Source: August 22, 2022; by Cap Allon

Un nuovo studio rivela le potenziali cause della piccola era glaciale (LIA), tra cui bassa attività solare, disturbi alla corrente a getto, attività vulcanica e alta variabilità della copertura di ghiaccio marino artico.

Intitolato Split Westerlies Over Europe In The Early Little Ice Age è stato pubblicato su Nature il 20 agosto 2022. Lo studio, scritto da 15 ricercatori, guidati da Hsun-Ming Hu, approfondisce le vere cause, a volte apparentemente contraddittorie, della LIA.

Di seguito è riportata la mia ripartizione del documento usando solo le parole degli scienziati, se non diversamente specificato; e anche se potrei non essere necessariamente d’accordo con tutti i risultati e le conclusioni, lo studio è sicuramente intrigante e promuove il dialogo.

Astratto

La Piccola Era Glaciale (LIA; ca. 1450-1850 E.V.) il periodo freddo meglio documentato del millennio scorso, caratterizzato da vulcanismo ad alta frequenza, bassa attività solare e alta variabilità della copertura di ghiaccio marino artico.

Studi precedenti sui cambiamenti della circolazione atlantica LIA hanno fatto riferimento all’oscillazione del Nord Atlantico (NAO), ma studi recenti hanno notato che i modelli climatici LIA sembrano possedere complessità non catturate da un analogo NAO.

Qui presentiamo un nuovo record di stalagmiti sensibili alle precipitazioni dal nord Italia che copre gli ultimi 800 anni.

Mostriamo che all’inizio della LIA (1470–1610 d.C.), l’aumento della cresta atmosferica sull’Europa settentrionale divideva i climatologici occidentali dall’Europa centrale e settentrionale, probabilmente causata dalla contemporanea riduzione del ghiaccio marino artico.

Con lo scioglimento del ghiaccio in corso alle alte latitudini settentrionali e la diminuzione dell’irraggiamento solare nei prossimi anni, la prima LIA potrebbe potenzialmente fungere da analogo per le condizioni idro-climatiche europee nei prossimi decenni.

Introduzione

I venti occidentali del settore nord-atlantico sono la principale fonte di trasporto dell’umidità verso l’Europa, soprattutto nel semestre invernale (ottobre-marzo).

Un’influenza ben nota sul loro percorso e sulla loro forza è la differenza di pressione tra la bassa islandese e la alta delle Azzorre; variazioni di questa differenza di pressione danno luogo all’oscillazione del Nord Atlantico.

NAO; Supplementare Fig. 1A) e influenzare i modelli di precipitazione in Europa (Supplementare Fig. 1B):

Fig. 1: Variabilità del clima e della pressione atlantica a livello del mare (SLP).

a) Correlazione tra SLP e (i) precipitazioni medie alle stazioni di Genova, Milano e Nizza (G/M/N PP) (ombre); (ii) Indice di Scandinavia (SCAND) (contorni) del Climate Prediction Center (CPC) nel periodo settembre-febbraio nel 1950-2008 E.V. b) Vettori: venti climatologici a livello di 200 mb più regressione dei venti di 200 mb sull’indice SCAND moltiplicato per due deviazioni standard dell’indice SCAND nel periodo settembre-febbraio nel 1950–2008 E.V., indicando una condizione SCAND positiva. Ombre: correlazione tra SCAND e precipitazioni al suolo nel periodo settembre-febbraio nel 1950–2008 E.V. Le sfumature e i contorni indicano il coefficiente di correlazione al di sopra del livello di sicurezza del 90%. I dati climatici provengono dalla rianalisi del 20° secolo v3.

Un’altra caratteristica che dà origine a variazioni nei venti occidentali sono gli eventi di blocco atmosferico, ovvero i sistemi ad alta pressione persistenti e stazionari che bloccano il flusso regolare da ovest per diversi giorni o settimane.

Il blocco atmosferico sul settore nord-atlantico e in particolare la Scandinavia gioca un ruolo importante in condizioni climatiche invernali estreme in Europa, modulando la traiettoria dei venti occidentali e le relative tracce di tempesta.

La loro presenza impedisce il trasporto di masse d’aria calda e umida, portando a ondate di freddo nell’Europa settentrionale e centrale come l’inverno del 2010 E.V.

Per comprendere meglio la variabilità dei venti occidentali e il verificarsi di blocchi atmosferici su scale temporali diverse, sono necessari archivi naturali che risalgono oltre l’era strumentale.

Diversi record proxy hanno registrato variabilità nelle zone occidentali del Nord Atlantico negli ultimi millenni e in particolare durante la piccola era glaciale (LIA; ca. 1450–1850 d.C.). Questo è stato l’episodio più freddo dell’ultimo millennio e caratterizzato da un basso irraggiamento solare, un’elevata variabilità nell’estensione del ghiaccio marino e frequenti eruzioni vulcaniche.

Una prima ricostruzione della NAO nell’ultimo millennio ha suggerito una NAO positiva persistente durante l’anomalia climatica medievale prima di un passaggio a condizioni NAO negative durante la LIA, ma da allora questa conclusione è stata messa in discussione da altre ricostruzioni NAO della LIA.

Una più recente ricostruzione multiproxy suggerisce invece che la NAO era da neutrale a debolmente positivo durante la LIA. Ci sono stati tentativi di conciliare diverse ricostruzioni proxy all’interno del quadro NAO, ma un’altra possibilità è che potrebbero invece essere in gioco diversi modelli di circolazione atmosferica su larga scala.

Qui, presentiamo un nuovo record a base di stalagmiti sensibile alle precipitazioni autunno-inverno dal nord Italia che abbraccia gli ultimi 800 anni. Il nostro record documenta un aumento della cresta atmosferica (anticiclone) sull’Europa settentrionale accompagnata da una scissione negli occidentali climatologici, con il ramo principale che si estende verso il Mediterraneo e un ramo più debole verso nord verso la Groenlandia. Questa circolazione è caratteristica di una fase positiva pronunciata del modello di teleconnessione scandinava, una modalità di variabilità della circolazione atmosferica su larga scala durante l’inverno sul Nord Atlantico e sull’Europa che è dinamicamente distinta dalla NAO.

La piccola era glaciale

Durante la LIA, il clima nel regno nord-atlantico/europeo era per lo più freddo, ma i record proxy mostrano una notevole variabilità su scale temporali da multidecennale a centenaria all’interno di questo periodo.

Su scale temporali centenarie, il record di Bàsura [Italia nordoccidentale] rivela un intervallo umido distinto nell’Italia settentrionale durante il primo LIA (1470–1610 d.C.), suggerendo possibili condizioni simili a SCAND [modello Scandinavia] positive forti e persistenti.

All’interno di questo periodo, tuttavia, il record di Bàsura (Fig. 2f–sotto) mostra una forte variabilità multidecennale: le precipitazioni sono aumentate all’inizio della LIA, hanno raggiunto il picco in 1550 E.V., e poi sono diminuite fino al 1620 E.V. Le precipitazioni hanno raggiunto un secondo picco in la fine del 1700, seguito da un andamento decrescente fino alla fine della LIA.

Fig. 2: Record climatici dall’Europa e dall’Africa settentrionale negli ultimi 800 anni

a concentrazione di Na⁺ nella carota di ghiaccio GISP2 come indicatore della forza del vento. b Indice ricostruito dell’oscillazione dell’Atlantico settentrionale (NAO).
c Verde: tasso di crescita delle stalagmiti da Roaring Cave (Scozia) come indicatore della quantità di precipitazioni. Un basso tasso di crescita indica una fase NAO positiva. Senape: concentrazione di bromo dai sedimenti eolici come proxy della forza del vento. Valori alti indicano venti forti. d Bunker (verde scuro) e Bleßberg (verde chiaro) δ¹⁸O record dalla Germania. I valori bassi riflettono un clima caldo e umido. e record di Spannagel δ¹⁸O dall’Austria. Valori bassi denotano un clima caldo. f Bàsura Sr/Ca record del nord Italia. g Ifoulki δ¹⁸O record dal Marocco. La fascia verticale grigia segna la Piccola Era Glaciale. La barra verticale gialla evidenzia il periodo 1470-1610 E.V. I punti e le barre codificati a colori sono età U-Th con incertezze 2-sigma. h Mappa che mostra la configurazione climatica e la posizione dei record citati. Le sfumature rosso-blu mostrano i coefficienti di correlazione tra l’indice scandinavo e le precipitazioni al suolo nel periodo settembre-febbraio nel 1950-2008 d.C. I dati climatici provengono dalla rianalisi del XX secolo v3. Triangoli e cerchi segnano i siti colpiti da ovest con un clima umido/caldo (blu) o secco/freddo (rosso). La grotta Bàsura è evidenziata da un bordo blu scuro. 1: GISP2. 2: Grotta di Korallgrottan. 3: Neflon. 4: Grotta ruggente. 5: Ebridi Esterne. 6: Grotta del bunker. 7: Grotta Bleßberg 8: Grotta Spannagel. 9. Grotta della Bàsura. 10: Grotta di Kaite. 11: Grotta della Buraca Gloriosa. 12: Grotta Sofular. 13: Grotta di Ifoulki. 14: Grotta di Chaara.

Il primo intervallo umido LIA nell’Italia settentrionale corrisponde a un periodo di forti temperature occidentali sul Nord Atlantico (1470–1610 d.C.), come suggerito da una registrazione di ioni sodio in una carota di ghiaccio della Groenlandia (Fig. 2a), in concomitanza con un neutro positivo Modalità NAO come indicato da una ricostruzione NAO composita (Fig. 2a).

Le isole britanniche, tuttavia, hanno sperimentato un clima relativamente secco e meno ventoso durante questo intervallo, come registrato in una ricostruzione basata su stalagmiti della grotta Roaring (Fig. 2c, verde) e nel sedimento eolico Bromo record dalla Scozia (Fig. 2c; senape ).

Condizioni di secchezza e freddo vengono dedotte anche per la Germania, sulla base dei dati sulle stalagmiti δ¹⁸O della grotta Bunker (Fig. 2d, verde scuro) e della grotta di Bleßberg (Fig. 2d, verde chiaro) e per la Svezia ad alta latitudine (Fig. 7a supplementare) , basato su dati di stalagmite δ¹⁸O e record lacustri.

I minimi delle precipitazioni e del vento in queste regioni quindi non riflettono una modalità NAO neutro-positiva. Il nostro record Sr/Ca dalla grotta di Bàsura (Fig. 2f), d’altra parte, suggerisce che l’Europa meridionale ha sperimentato condizioni calde e umide, come documentato anche da una registrazione di stalagmiti δ¹⁸O dalla grotta di Spannagel, Austria (Fig. 2e).

Allo stesso modo, le condizioni calde e umide sono registrate dai record di stalagmiti dal Portogallo (figura 7b supplementare), dalla Spagna (figura 7c supplementare) e dalla Turchia (figura 7d supplementare), mentre i record di stalagmiti dal Marocco registrano un intervallo secco (figura 2g e Supplementare Fig. 7f).

Ridging atmosferico sulla Scandinavia durante il 1470-1610 E.V.

Ridging = rigonfiamento, increspatura

Il clima secco/freddo nell’Europa settentrionale durante il 1470-1610 E.V. può essere conciliato con una fase NAO neutrale-positiva durante questo periodo, come suggerito da Ortega et al. (2015) attraverso un aumento del ridging atmosferico e quindi una maggiore frequenza di eventi di blocco atmosferico sulla Scandinavia.

Comas-Bru e McDermott (2013) hanno sostenuto che l’ulteriore influenza del modello SCAND oltre a un NAO può spiegare la non stabilità nel rapporto tra il clima invernale europeo e l’Ufficio nazionale di audit.

La combinazione del record della Groenlandia e del nostro record di Bàsura suggerisce che tale ridging ha diviso i paesi occidentali durante la prima LIA, con un ramo settentrionale diretto verso l’Artico, coerente con il clima ventoso/caldo/umido sulla Groenlandia sud-orientale, e un ramo meridionale diretto verso il Mediterraneo, coerentemente con l’aumento delle precipitazioni nella grotta di Bàsura (Fig. 2h).

Questo contesto climatico è simile alle condizioni anomale di umidità nel sud-est della Groenlandia e nel Mediterraneo nord-occidentale durante le fasi positive di SCAND (Fig. 1b e Fig. 1d supplementare). La fase SCAND positiva non spiega l’essiccazione precoce di LIA sul Nord Africa, ma ciò potrebbe essere attribuito a un aumento del’le’alta pressione delle Azzorre durante una fase NAO neutrale-positiva (Fig. 2a), che ha impedito il trasporto di umidità in Marocco (Fig. 2b).

Passiamo ora alla “carne e patate”:

Connessioni alla riduzione del ghiaccio marino artico e alla forzatura solare

Fig. 3: Confronto tra forzatura vulcanica, attività solare, variabilità del ghiaccio marino e record di Bàsura

a) forzatura globale dell’aerosol vulcanico. b) Viola: concentrazione di foraminiferi bentonici dalla piattaforma della Groenlandia settentrionale (PS2641-4; Fig. 2) supplementare come indicatore della copertura del ghiaccio marino. Rosa: detriti di ghiaccio (IRD) (MSM5/5; Fig. 2) supplementare dallo Stretto di Fram. Valori elevati di questi due record denotano una grande copertura di ghiaccio marino. c) Concentrazione media di diatomee a cinque punti (Thalassiosira nordenskioeldii) dalla piattaforma della Groenlandia occidentale (GA306-4; Fig. 2 supplementare). L’alto valore denota una grande copertura di ghiaccio marino. d) Rosso: 40 anni levigati ricostruiti alla fine dell’estate estensione del ghiaccio marino artico. e Bàsura Sr/Ca record. f) Indice NAO ricostruito. g) Arancione: Indice di variabilità multidecennale atlantico. Nero: irraggiamento solare totale. Gli intervalli del minimo di Spörer (1388-1558 E.V.) e la diminuzione dell’evento di ghiaccio marino (1450-1620 E.V.) sono marcati. La barra verticale grigia denota la Piccola Era Glaciale. La barra verticale gialla evidenzia il periodo 1470-1610 E.V.

I record di detriti di ghiaccio (IRD) dello Stretto di Fram (Fig. 3b), i record di ghiaccio marino dedotti dai foraminiferi sulla piattaforma della Groenlandia settentrionale (Fig. 3b) e le ricostruzioni di ghiaccio marino basate su diatomee dalla piattaforma della Groenlandia occidentale (Fig. 3c) mostrano tutti un’ampia copertura di ghiaccio marino nel Nord Atlantico durante la metà e la fine del 1300.

Questa estesa copertura di ghiaccio marino nel Nord Atlantico è stata presumibilmente indotta da un intenso vulcanismo (Fig. 3a) e da una bassa irraggiamento solare (Fig. 3g) tra la fine del 1200 e l’inizio del 1300 e a sua volta ha innescato un cambiamento nella circolazione oceanica e nel raffreddamento in Europa a partire dal 1400 D.E. circa.

Dal 1400 E.V. in poi, l’estensione del ghiaccio marino diminuì significativamente (Fig. 3b, c) a causa di un’intrusione di acqua calda atlantica nel Nord Atlantico, come riflesso da una fase positiva della variabilità multidecennale atlantica (Fig. 3g).

Considerando le incertezze di datazione della maggiore Bàsura Sr/Ca diminuisce tra il 1466 ± 20 e il 1559 ± 40 E.V., il periodo con il ridging scandinavo che abbiamo dedotto cade nell’intervallo con il massimo del ghiaccio marino artico a 1450 E.V. al minimo a 1586 E.V., poiché questo intervallo è stato identificato come un evento di “diminuzione dell’estensione del ghiaccio marino”. Tale ridging scandinavo può essere innescato dalla perdita di ghiaccio marino nei mari di Barent-Kara. Mentre le registrazioni proxy dirette del ghiaccio marino dai mari di Barent-Kara non sono disponibili, le simulazioni di modelli accoppiati vincolate dall’assimilazione dei dati proxy globali disponibili indicano una riduzione del ghiaccio marino di Barent-Kara durante il 1470-1520 E.V.

La riduzione del ghiaccio marino provoca un aumento dei flussi di calore nell’atmosfera che, a sua volta, eccita un’onda di Rossby stazionaria che si propaga verso sud-est e può aumentare il ridging atmosferico sull’Europa settentrionale [aka flusso di corrente a getto “Meridionale”). Questo feedback oceano-atmosfera potrebbe quindi fornire un meccanismo per il collegamento tra la ridotta estensione del ghiaccio marino e il ridging scandinavo durante il 1470-1610 E.V. suggerito dai nostri risultati (Fig. 2g).

Il ridging atmosferico nei primi anni LIA potrebbe essere stato ulteriormente amplificato dalla bassa irradiazione solare (Fig. 3g).

Le simulazioni dei modelli e le registrazioni proxy suggeriscono che i cambiamenti dell’irradiazione solare possono avere un effetto significativo sulla chimica dell’ozono nella stratosfera che disturba il vortice polare e quindi influenza la corrente a getto troposferica e la circolazione atmosferica.

I nostri dati sulla stalagmite Sr/Ca di Bàsura, che diminuiscono da 0,055 mmol/mol a 1460 E.V. a 0,035 mmol/mol a 1550 E.V., suggeriscono che il ridging scandinavo si è progressivamente rafforzato durante questo intervallo (Fig. 3e). Questo intervallo di 90 anni cade durante il minimo di Spörer (1388-1558 E.V., Fig. 3g), supportando questo legame tra cambiamenti atmosferici e variabilità solare.

La diminuzione dell’estensione del ghiaccio marino dal 1450 al 1620 e.V. mostra probabilmente una lunga durata negli ultimi 1400 anni ed è più pronunciata di quella durante l’anomalia climatica medievale (ca. 800-1300 E.V.).

I nostri risultati presentano prove basate su proxy di un maggiore ridging atmosferico sull’Europa settentrionale durante questo intervallo multidecennale all’inizio del LIA, probabilmente in risposta alla riduzione del ghiaccio marino e al minimo solare. I nostri risultati forniscono quindi potenzialmente un analogo per i prossimi decenni, quando il sole potrebbe entrare in un grande minimo e si prevede che l’Artico sarà privo di ghiaccio entro il 2030 E.V.

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